Кочарян Г.Г. Деформационные процессы в массивах горных пород

Подождите немного. Документ загружается.

151

Центр диполя

Центр Земли

Северный

географический

полюс

Южный

магнитный

полюс (условно северный)

Ось вращения

Земли

430 км

11.5

Ось диполя

Линии напряженности

магнитного поля

Рис.4.4 Схема магнитного поля Земли

Существующее в настоящее время магнитное поле Земли с

определенной точностью можно представить в виде диполя,

конфигурация которого схематично представлена на рис.4.4.

Магнитные полюсы представляют собой точки на поверхности

Земли, в которых магнитные силовые линии направлены

вертикально. На северном магнитном полюсе поле направлено в

глубь Земли, а на Южном – от Земли. На

магнитном экваторе

силовые линии идут горизонтально. Напряженность магнитного

поля на магнитном экваторе составляет величину

1007.3

−

⋅=

Координаты современных магнитных полюсов не совпадают с

географическими координатами Северного и Южного полюсов. Ось

дипольного поля составляет приблизительно 11

с осью вращения

Земли.

На основе палеомагнитных измерений несложно определить

координаты положения палеомагнитного полюса Земли.

152

Рис.4.5 Определение координат палеомагнитного полюса

Пусть палеомагнитные измерения производятся в точке с

координатами φ с.ш. и ψ в.д. (рис.4.5). Из определения склонения

следует, что палеомагнитный северный полюс лежит на дуге

большого круга, составляющего угол D с меридианом, проходящим

через точку измерений. Географический Северный полюс,

палеомагнитный северный полюс и точка наблюдения составляют

сферический треугольник со сторонами (π/2-φ, θ

и π/2-φ

), где θ

–

угловое расстояние между точкой наблюдения и северным

палеомагнитным полюсом (

палеомагнитная коширота), а φ

–

широта палеомагнитного полюса. Один из внутренних углов этого

треугольника есть склонение

Из соотношений сферической геометрии для

рассматриваемого треугольника имеем:

mmp

cossin)2/sin(cos)2/cos()2/cos(

−

или

153

mmp

cossincoscossinsin

(4.6)

Палеомагнитную кошироту можно определить результатов

измерения наклонения

tgI

ctg

. (4.7)

Угол между двумя меридианами, проходящими через точку

наблюдения и палеомагнитный северный полюс, равен (ψ

– ψ), где

– восточная долгота палеомагнитного полюса.

Записывая теорему синусов:

ppm

ϕϕπθ

ψψ

cos

sin

)2/sin(

sin

)sin(

−

, (4.8)

имеем при

sinsincos > ,

ψψ

cos

sinsin

)sin( =−

, (4.8а)

а при

sinsincos

ψψπ

cos

sinsin

)sin( =−+

По соотношениям (4.6-4.8) могут быть определены

координаты палеомагнитного полюса. Понятно, что эти измерения

будут верными лишь в том случае, если учесть изменения

ориентации исследуемого образца в процессе деформирования

горных массивов в ходе геологической эволюции. Эта операция с

достаточной точностью выполняется методами структурной

геологии.

Таким образом, измерения намагниченности пород, имеющих

разный возраст,

позволяют определить координаты палеомагнитного

полюса в зависимости от времени. Огромное количество

выполненных палеомагнитных измерений позволило получить

достаточно достоверные данные.

154

Рис.4.6. Траектории кажущейся миграции для Евразии (1) и Северной

Америки (2)

Казалось бы, что все измерения, относящиеся к одному

периоду, должны давать совпадающие координаты палеомагнитного

полюса. Однако оказалось, что если построить последовательные

положения палеомагнитного полюса по данным, полученным в

одном регионе, то получается непрерывная линия, заканчивающаяся

вблизи современного положения магнитного полюса – траектория

кажущейся миграции магнитного полюса. При этом траектории,

построенные для различных регионов, оказываются подобными, но

смещенными друг относительно друга (рис.4.6).

Этот факт послужил одним из основных доказательств

существования дрейфа континентов.

155

4.3 Тектонические плиты и их границы

Рис.4.7 Схема разбиения поверхности Земли на основные плиты

(

Uyeda (1978)

Итак, в модели «тектоника плит» внешняя оболочка Земли

разделена на ряд тонких жестких плит, которые движутся друг

относительно друга. Скорость относительного движения плит по

порядку величины составляет несколько сантиметров в год. Схема

разбиения поверхности Земли на плиты приведена на Рис.4.7.

Плиты сложены из относительно холодных пород и имеют

толщину в среднем около 100 км. Плиты непрерывно воссоздаются и

поглощаются. Вблизи срединно-океанических хребтов, где смежные

плиты расходятся в противоположные стороны, идет процесс так

называемого раздвигания (спрединга) океанического дна. Однако

между раздвигающимися плитами не возникает пустого

промежутка, так как снизу поднимаются горячие мантийные

156

породы, из которых формируются новые участки плит. Поднимаясь,

горячий мантийный материал охлаждается, становится жестким и

присоединяется к "старым" участкам плит — так образуются их

новые участки. По этой причине срединно-океанические хребты

также называют конструктивными границами (границами

наращивания) плит.

Поскольку поверхность Земли остается практически

постоянной, должны происходить и противоположные процессы

уничтожения плит. Они действительно происходят в районе

океанических желобов. Здесь плиты изгибаются и опускаются в

глубь Земли. Этот процесс называется субдукцией. Около

океанического желоба две смежные плиты сходятся, и одна из них

уходит под другую. Поэтому океанические желоба называют также

деструктивными границами (границами уничтожения) плит. К

деструктивным границам относят и те участки, на которых плиты

«сталкиваются» между собой - зоны столкновения континентов

В некоторых случаях жесткие плиты скользят друг

относительно друга вдоль, так называемых,

трансформных

разломов

. Последние представляют собой третий вид границ

тектонических плит.

Согласно модели тектоники плит внешняя тонкая оболочка

Земли - литосфера -сохраняет жесткость в течение геологических

промежутков времени. Породы литосферы имеют низкую

температуру и поэтому не претерпевают значительных деформаций в

течение длительного времени вплоть до10

лет.

Под океаническими бассейнами толщина литосферы около 100

км, под континентами она примерно вдвое больше. Эта тонкая

оболочка разбита на ряд плит, находящихся в движении друг

относительно друга. Жесткость плит такова, что внутренние,

удаленные от границ участки плит значительно не деформируются.

Свойство жесткости позволяет плитам в течение геологических

промежутков времени передавать упругие напряжения.

Напряжения, приложенные к границам плиты, могут передаваться во

все внутренние ее области. Способность плит передавать

напряжения на большие расстояния, весьма существенна для

эффективного действия движущего механизма тектоники плит.

157

4.3.1 Конструктивные границы плит

В зоне океанических хребтов постоянно происходит

формирование литосферных плит. Две плиты, расположенные по

обе стороны от хребта, расходятся в стороны практически с

постоянной скоростью, составляющей несколько десятков

миллиметров в год. Когда плиты расходятся, снизу поднимается

горячий мантийный материал и заполняет образующийся

промежуток. За счет потерь тепла, происходящих по механизму

молекулярной теплопроводности

, поднимающиеся к поверхности

мантийные породы охлаждаются и присоединяются к подошве

раздвигающихся плит, становясь их составной частью. Структура

конструктивной границы плит приведена на рис.4.8.

Рис.4.8. Конструктивная граница плиты в районе океанического хребта

По мере удаления от океанического хребта плиты продолжают

охлаждаться и утолщаться. При охлаждении литосфера становится

более плотной и в результате глубже погружается в подстилающие

мантийные породы. Таким образом, возвышение хребта связано с

лучшей плавучестью более тонкой и нагретой литосферы около

гребня хребта. Подъем хребта, кроме того, создает массовую силу,

которая заставляет

плиты скользить в направлении от оси хребта.

Это явление называется «

гравитационным соскальзыванием».

158

0 20406080

Гл

бина,

1500

1600

1700

1800

1900

2000

Температура

Температура поднимающейся

породы

глубина начала

плавления

Рис.4.9. Иллюстрация процесса плавления при декомпрессии

Температура мантийных пород во время их подьема остается

почти постоянной, но их давление P падает по гидростатическому

закону:

gyP

= ,

где – y – глубина. Температура же плавления

породы (Tc - температура солидуса) снижается с уменьшением

давления. Когда температура поднимающейся мантийной породы

сравняется с температурой Tc, начинается плавление. В мантийных

породах наиболее низкая температура плавления у базальтовой

компоненты. Базальт выплавляется и из него формируется

океаническая кора.

В первом приближении можно считать, что

PTT

где

– температура плавления породы при малых давлениях, κ~10

при измерении давления P в Па. Для породы имеющей значение

=1700

K, нагретой в мантии до Т=1800

K, получаем глубину, на

которой начинается ее плавление при подъеме:

км

10103.310

17001800

⋅⋅

−

κρ

159

Расплав базальтовой компоненты, возникающий в результате

частичного плавления мантийной породы, оказывается легче, чем

оставшиеся мантийные породы. В силу этого, расплавленная магма

движется вверх и вблизи гребня океанического хребта выходит на

поверхность. В результате остывания расплава и формируется

океаническая кора.

Рассмотренный характер формирования литосферных плит

подтверждается рядом инструментальных наблюдений. Так

измерение возраста

пород, определенное по образцам взятым с

океанического дна с помощью глубоководных аппаратов, показало

удивительно устойчивую картину – возраст пород увеличивается по

мере движения от срединных океанических хребтов к периферии от

5-10миллионов лет до 100-200миллионов лет. Для сравнения

напомним, что средний возраст пород континентальной коры

составляет величину порядка миллиарда лет.

Другой ряд

данных, полученный из результатов магнитной

съемки, основан на выявленной закономерности периодической

инверсии земного магнитного поля – смене знака полюсов каждые

0.5-1млн. лет. Последняя подобная инверсия произошла около

730млн. лет назад. Это свойство магнитного поля Земли было

обнаружено по изменению направления остаточной

намагниченности пород разного возраста, взятых в одном и том

же

месте. Механизм этого явления до сих пор не нашел достоверного

объяснения. С помощью магнитной съемки, проведенной в океанах,

было обнаружено, что магнитные аномалии (участки повышенной

напряженности магнитного поля) имеют здесь форму полос, т.е.

удлиненных непрерывных зон шириной в несколько десятков

километров. Между этими зонами расположены участки

отрицательных магнитных аномалий

. Полосы магнитных аномалий

обычно лежат параллельно океаническим хребтам симметрично по

обе стороны от их гребней. Эти особенности приписывают

термоостаточной намагниченности базальтовых пород океанической

коры. Когда вулканические базальтовые породы охлаждаются, их

температура становится ниже точки Кюри. Намагниченность,

приобретаемая породой в этот момент, совпадает по направлению с

магнитным полем Земли. Вследствие периодических

инверсий

160

направления геомагнитного поля участки коры, непрерывно

образующиеся у хребта и отодвигающиеся от него в процессе

спрединга океанического дна, приобретают термоостаточную

намагниченность чередующегося направления. При этом возникают

полосы противоположно направленной намагниченности.

Поскольку время инверсий магнитного поля известно, то по

ширине полосовых аномалий можно оценить скорость спрединга

океанического дна, значения которой, определенные для

различных

плит, изменяются в пределах 10÷100мм/год.

4.3.2 Деструктивные границы плит

Океаническая литосфера, удаляясь от океанического хребта,

охлаждается, становится толще и вследствие эффекта теплового

сжатия уплотняется. Хотя базальтовые породы океанической коры

легче подстилающих их мантийных пород, холодные породы

литосферы уплотняются настолько, что океаническая литосфера

становится достаточно тяжелой и возникает ее гравитационная

неустойчивость по отношению к горячим мантийным породам,

расположенным непосредственно под литосферой. В результате

гравитационной неустойчивости океаническая литосфера опускается

и вблизи, так называемых, океанических желобов начинает

погружаться в недра Земли. Опускаясь в мантию, литосфера

встречает все более плотные породы. Однако под действием

давления, нарастающего с глубиной, породы самой литосферы

уплотняются (так как вещество литосферы сжимается), и, опускаясь,

литосфера продолжает оставаться тяжелее окружающих мантийных

пород до тех пор, пока она остается холоднее этих пород. Эту

простую картину гравитационной неустойчивости, имеющей

термическую природу, может несколько усложнять то, что как в

погружающейся литосфере, так и в окружающей мантии происходят

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

прилегающих к ней на этих глубинах. Субдукция океанической