Кочарян Г.Г. Деформационные процессы в массивах горных пород

Подождите немного. Документ загружается.

161

литосферы вблизи океанического желоба схематически изображена

на рис.4.10.

Рис.4.10 Схема субдукции океанической литосферы в районе

океанического желоба

Отрицательная плавучесть плотных пород погружающейся

литосферы приводит к тому, что на погружающуюся часть действует

направленная вниз массовая сила. Благодаря своей упругости

литосфера может передавать напряжения и ведет себя как проводник

напряжений. Массовая сила, действующая на опускающуюся часть

плиты, передается и к ее горизонтальной части, оттягивая ее по

направлению к океаническому желобу. Эта сила, одна из важнейших

движущих сил в тектонике плит и дрейфа континентов, называется

тянущей силой погружающегося блока.

Перед субдукцией литосфера начинает изгибаться вниз.

Поэтому с океанической стороны желоба морское дно оказывается

выпуклым. В результате изгиба приповерхностные породы

литосферы испытывают растягивающие напряжения, и при этом

часто возникают разломы. В разломы, расположенные в верхней

части базальтовой коры, попадает часть осадочных отложений,

которые затем вместе с базальтовыми породами уносятся в мантию.

162

Однако остальная часть осадков соскабливается и накапливается у

основания желоба. Эти осадки образуют аккреционную призму (рис.

4.10), располагающуюся на обращенной к суше стороне многих

океанических желобов.

В области океанических желобов происходят

глубокофокусные землетрясения с глубиной очага до 700км (зоны

Беньоффа). Местоположение этих очагов позволяет определить

контуры погружающейся литосферы.

Процесс изгиба литосферы и ее погружения в мантию происходит

под действием вертикально направленной массовой силы тяготения,

действующей на погруженную часть литосферы. Это казалось бы

должно приводить к

тому, что углы погружения плиты должны

стремиться к субвертикальным. Однако наблюдения

свидетельствуют о том, что после изгиба и погружения на

некоторый угол, плита перестает изгибаться и входит в мантию,

оставаясь прямой. При этом средние углы погружения океанической

литосферы в мантию составляют ~45

. предполагается, что

причиной этому служит уравновешивание гравитационной массовой

силы силами давления в мантийном потоке, вызываемом движением

плиты (рис.4.11). Таким образом, угол субдукции определяется

равновесием моментов гравитационных сил и сил динамического

давления, обусловленных течением вещества мантии.

Почти всегда параллельно простиранию океанического желоба

на близком расстоянии от него тянется цепь регулярно

расположенных

вулканов, формирующих вулканические дуги. При

погружении океанической литосферы под континентальную,

вулканическая дуга формируется на континентально коре. Если

желоб разделяет две части океанической литосферы, то образуется

островная вулканическая дуга. Хотя многие специалисты считают,

что подобный вулканизм непосредственно связан с плавлением

опускающейся базальтовой океанической коры, детально механизм

этого явления пока не разработан.

163

Вынужденный

мантийный поток

Континентальная плита

Сила

авления

Вынужденный

мантийный

поток

Рис. 4.11 Изгиб литосферы при погружении в мантию

Другим типом деструктивной границы являются области

«столкновения» континентов (

зоны коллизии). Континенты включают

в себя не только площади, возвышающиеся над уровнем моря, но и

прилегающие области, называемые континентальными окраинами.

Поскольку трудно найти определение, посредством которого можно

было бы абсолютно точно разграничить океаническую и

континентальную кору, во многих случаях оказывается удобным

считать, что переход между ними происходит при глубине воды 3 км.

Площадь

континентов, включая их окраины, составляет

приблизительно 37% поверхности Земли.

Породы, слагающие континентальную кору менее плотны, чем

базальтовые породы океанической коры. Кроме того, толщина

континентальной коры, составляющая ~35 км, значительно

превышает толщину океанической коры. В силу этих двух причин

континентальная литосфера оказывается гравитационно-устойчивой и

не погружается в недра Земли. Широко распространены породы

континентальной коры с возрастом более 1 млрд. лет, но

встречаются и породы, имеющие возраст до 3.8 млрд. лет.

В отличие от зон субдукции, где, как бы, происходит

погружение более тяжелой океанической литосферы под более

164

легкий континент, в зоне коллизии происходит столкновение

континентальных плит с одинаковой плотностью.

Столкновение двух континентов, происходящее в результате

движения плит, является основной причиной горообразования.

Примером может служить продолжающееся в настоящее время

воздымание Гималаев, происходящее вследствие столкновения

Индийского субконтинента с Евразией около 50млн. лет назад.

Столкновение континентальных плит сопровождается

частичным поддвиганием одной

плиты под другую, что вызывает

огромные горизонтальные деформации.

Деформация коры может осуществляться по механизму

хрупких разрушений и пластических деформаций. Хрупкие породы

верхнего слоя земной коры могут испытывать сжатие и утолщение

при возникновении серии надвигов, образующих надвиговый пояс

(рис.4.12а). При этом каждый из блоков, перемещающихся вверх,

образует горный хребет,

а над опущенными блоками образуются

осадочные бассейны. В таких осадочных бассейнах часто

располагаются месторождения углеводородов. По такому механизму

были образованы Аппалачи около 250млн. лет назад, когда после

исчезновения прото-Атлантического океана произошло

столкновение континентов.

При пластических деформациях под действием

горизонтального сжатия формируется крупномасштабная

складчатость. При дальнейшей эрозии в местах выхода на

Рис.4.12 Образование серии надвигов (а) и крупномасштабной

складчатости (б) в зонах коллизии

165

поверхность лекгоразрушаемых слоев образуются долины, а

трудноразрушаемые слои образуют хребты (рис.4.12б).

4.3.3 Трансформные разломы

В некоторых случаях жесткие плиты скользят относительно друг

друга вдоль

трансформных разломов. Система океанических хребтов

как граница наращивания плит не является непрерывной. Ее можно

представить себе в виде отдельных сегментов, смещенных

относительно друг друга в поперечном направлении и соединенных

трансформными разломами.

Сегменты хребтов лежат почти перпендикулярно направлению

спрединга, а трансформные разломы параллельны этому

направлению. Кинематическая схема зоны трансформного разлома

приведена на рис.4.13. Относительная скорость бортов

трансформного разлома равна удвоенной скорости спрединга.

Вследствие того, что на протяжении трансформного разлома между

соседними участками хребта смежные плиты движутся навстречу друг

другу, в зоне разлома наблюдается повышенная сейсмическая

активность. Между бортами трансформного разлома происходят и

3 3

Рис.4.13 Схема зоны

трансформных разломов 1 – океанические хребты;

2 – трансформный разлом; 3 – зоны влияния

166

относительные вертикальные перемещения. Океаническое дно

движется в направлении от гребня хребта и при этом опускается.

Поскольку смежные точки двух движущихся навстречу друг другу

плит лежат, вообще говоря, на разных расстояниях от "своих"

хребтов, то скорости опускания таких смежных точек оказываются

различными. Продолжение линии трансформного разлома за его

пределы указывает зоны влияния разлома – участки,

характеризующиеся повышенной нарушенностью. Эти зоны часто

представляют собой глубокие долины, прорезающие океаническое

дно.

4.3.4 Цикл Вильсона

Участки земной поверхности, где фрагменты литосферы

раздвигаются, так называемые «дивергентные границы» могут

наблюдаться не только на дне океанов, но и на континентах. В

частности, формирование современных континентов и океанов

могло произойти в результате раскола единого сверхконтинента и

раздвигания образовавшихся фрагментов в разные стороны.

Первой стадией 'процесса раскола является образование

рифтовой долины

, которая возникает, когда под действием

растягивающих напряжений континент начинает разламываться.

Центральный блок рифтовой долины, так называемый грабен, при

этом опускается (рис.4.14а), а края прилегающих к нему блоков

поднимаются. Разломы по краям опускающегося вниз грабена

являются нормальными сбросами (см. раздел 2). Если образование

рифтовой долины снимает растягивающие напряжения, процесс

раскола может

прекратиться и дальнейшего разрастания рифтовой

долины не происходит.

167

В некоторых случаях горизонтальные напряжения остаются и

после образования рифтовой долины, что вызывает дальнейшее

горизонтальное растяжение.

На второй стадии раскола континента формируется центр,

спрединга океанического дна, т.е. океанический хребет (рис.4.14б).

Нормальные сбросы на границах рифтовой долины теперь

становятся границами новообразованного океана. Поднимающаяся

горячая мантийная порода частично расплавляется и образует

новую

океаническую кору и зачатки океанического хребта. Примером

океана, переживающего эту раннюю стадию развития, является

Красное море. По мере раздвигания океанического дна из центра

спрединга формируется океан. В силу симметрии процесса

образования океанического дна по обе стороны от хребта

оказывается, что последний разделяет зарождающийся океан на две

Рис.4.14 Цикл Вильсона

168

части (рис.4.14в). Примером такой симметричной структуры

является Атлантический океан.

По мере того как океаническое дно вблизи континентальных

окраин становится все более старым, литосфера утолщается и

уплотняется. В конце концов она становится в достаточной мере

неустойчивой и погружается, возникает океанический желоб, и

начинается субдукция. Это показано на рис.4.14г. Понятно, что

желоба образуются непосредственно вблизи одного из континентов,

т.е. там, где располагается наиболее старая, холодная и,

следовательно, наиболее гравитационно-неустойчивая океаническая

литосфера. Кроме того, на континентальных окраинах находятся

породы, ослабленные уже в самом начале процесса раскола

континента. По мере увеличения возраста прилегающий к

континенту океанический бассейн продолжает опускаться

относительно континента.

Относительное опускание происходит по

сбросам, расположенным на континентальных окраинах. В зонах

таких сбросов породы ослаблены, и поэтому эти зоны могут играть

главную роль в образовании новых океанических желобов.

Может случиться, что скорость субдукции окажется больше

скорости раздвигания океанического дна. Тогда размер океана будет

уменьшаться. В конце концов, в глубь мантии погрузится

и сам

хребет (рис.4.14д). После погружения хребта происходят субдукция

оставшейся части океанической плиты и столкновение континентов

(рис.4.14е).

Описанная гипотеза последовательного раскрытия и

исчезновения океана предложена Дж. Т. Вильсоном и теперь

известна, как цикл Вильсона. Некоторые геологические данные

позволяют считать, что этот цикл уже происходил ранее. Так,

современный Атлантический

океан появился в результате

разрастания океанического дна от хребта, возникшего на месте

континентального разлома на месте, существовавшего и

впоследствии захлопнувшегося "прото-Атлантического" океана.

169

4.3.5 Движение плит, вулканизм и сейсмичность

Как уже отмечалось, и в зонах спрединга, и в окрестности

субдукционных зон отмечается интенсивная вулканическая

деятельность.

Анализ глобального распределения действующих вулканов

показывает, что почти все вулканы расположены на окраинах

литосферных плит. Вдоль мировой системы океанических хребтов

происходят непрерывные вулканические извержения, благодаря

которым постоянно образуется базальтовая океаническая кора.

Позади океанических желобов также расположены островные и

континентальные цепи действующих вулканов.

Вулканизм происходит не только на границах, но и во

внутренних областях плит. В отличие от центров вулканизма,

приуроченного к границам плит («обычный» вулканизм), участки

внутриплитового вулканизма («аномальный» вулканизм) разбросаны

по поверхности Земли совершенно беспорядочно. Эти области

называют «горячими точками». Хотя объем извержений

изолированных вулканов не очень значителен (около 1% от общего

объема изверженного на Земле материала) эти объекты чрезвычайно

интересны.

Одним из наиболее вероятных объяснений аномального

вулканизма считается приуроченность «горячих точек» к участкам

аномалий в мантии – поднимающимся из глубины струям горячего

мантийного вещества – плюмам. Поскольку горячие точки

практически неподвижны относительно мантии, то их используют

как индикаторы движения плит.

Ярким примером являются Гавайские острова. Действующие

вулканы расположены в конце цепи островов и подводных гор

(рис.4.15,а). Примечательно распределение возрастов изверженных

пород в цепи этих образований. Видно, что в направлении на юго-

восток породы становятся все более молодыми. Согласно одной из

гипотез, это объясняется тем, что острова и подводные горы данной

цепи возникали на плите один за другим над одной и той же точкой

мантии по мере того, как плита перемещалась над этой точкой,

соответствующей аномалии

170

Рис.4.15 Цепь островов и подводных гор вблизи Гавайских островов

Рис.4.16 возраст вулканических пород в зависимости от расстояния до

центра активного вулканизма