Кочарян Г.Г. Деформационные процессы в массивах горных пород

171

плавления в мантии. В настоящее время аномалия плавления

находится под островом Гавайи, являющимся центром активного

вулканизма.

По распределению возрастов островов и подводных гор в

зависимости от расстояния до начала цепи (рис.4.16) можно оценить

скорость движения плиты над аномалией плавления, которая

оказывается равной 90 мм/год.

Если эта гипотеза верна, то можно заключить

, что около 40

млн. лет назад Тихоокеанская плита изменила направление

движения.

Расположение очагов землетрясений, так же как и вулканов,

сильно коррелирует с границами плит. Глобальное распределение

сейсмичности показано на рис.4.17. Землетрясения происходят на

всех типах границ между литосферными плитами; однако очень

сильные землетрясения происходят практически только в зонах

субдукции и в

областях столкновений континентов. Бывают сильные

землетрясения и вдали от границ плит, но они достаточно редки.

Типичная величина смещения бортов разлома при очень

сильном землетрясении составляет 10 м. Если относительная

скорость плит на их границе равна 50 мм/год, то для накопления

такого потенциального смещения потребовалось бы 200 лет.

Оказывается, что именно приблизительно с таким

периодом

повторяются сильные землетрясения в зонах субдукции и на

главных трансформных разломах, таких как разлом Сан-Андреас.

Период повторяемость землетрясений во внутриплитных областях

значительно больше, поскольку регулярного смещения внутри плит

не происходит.

Источников напряжения в литосфере может быть несколько.

Один из них – массовые силы, движущие плиты по поверхности

Земли – отрицательная

плавучесть плиты, погружающейся в зоне

субдукции, и сила гравитационного соскальзывания плиты с

океанического хребта.

172

Колоссальные деформации и напряжения возникают на

участках коллизии. Изменения температуры служат источником

термических напряжений. Процессы эрозии и седиментации,

оледенение и таяние льда обуславливают изменение поверхностной

нагрузки.

В модели «Тектоника плит» считается, что напряжения,

возникающие в каком-либо месте литосферы, передаются через нее

на большие расстояния. Это приводит к формированию

сейсмоактивных

регионов и внутри плит, особенно в тех местах, где

меняются упругие характеристик литосферы и концентрируются

напряжения.

Рис.4.16 Глобальное распределение сейсмичности на Земле (Uyeda, 1978)

173

4.4 Движущий механизм «тектоники плит»

Единственным источником энергии, достаточным для

поддержания процесса движения плит, сейсмической активности и

вулканической деятельности является внутреннее тепло Земли. Оно

генерируется в результате радиоактивного распада изотопов урана

238U и 235U, тория 232Th и калия 40K, а также в процессе общего

остывания Земли. Количество тепла, теряемое в единицу времени

внутренними областями Земли, можно определить путем измерения

поверхностного теплового потока. Энергия, выделяющаяся при

землетрясениях, вулканических извержениях и горообразовательных

процессах, составляет примерно 1% тепловой энергии, теряемой с

поверхности Земли.

Превращение теплового потока в направленное движение

может осуществляться благодаря тепловой конвекции.

Можно установить прямую аналогию между процессами,

происходящими в нагреваемом снизу слое вязкой жидкости,

находящемся в гравитационном поле, и процессами, происходящими

на границе верхней мантии и литосферы Земли.

Рис.4.17 Схема двумерной конвективной ячейки

В слое жидкости, находящаяся вблизи верхней границы

охлажденная жидкость окажется тяжелее более нагретой жидкости

внутри слоя. В результате; под действием сил плавучести холодная

жидкость будет погружаться и замещаться горячей жидкостью,

поднимающейся на ее место. Как известно при этом возникает

174

циркуляция жидкости, при определенных условиях принимающая

форму двумерных конвективных ячеек (рис.4.17).

Холодная жидкость, прилегающая к поверхности слоя,

образует тепловой погранслой. Тепловые погранслои двух смежных

ячеек движутся навстречу друг другу и, соединяясь на границе

между ячейками, отходят от поверхности слоя и образуют холодный

нисходящий поток.

Конвекция в поле тяжести возникает при выполнении

условия:

Ra > 10

. , (4.9)

где

χν

dgT

⋅⋅Δ⋅

(4.10)

- число Релея, α – коэффициент теплового расширения, ΔT –

разность температур на границах слоя, d – толщина, χ –

коэффициент температуропроводности, ν – кинематическая

вязкость.

Чтобы оценить возможность возникновения конвекции,

необходимо оценить вязкость верхней мантии, которая может течь

благодаря процессам диффузионного и дислокационного крипа (См.

раздел 1).

Вязкие свойства проявляются в динамической реакции мантии

на приложение и снятие поверхностной нагрузки. Так в результате

нарастания и таяния ледяных щитов наблюдаются значительные

вертикальные опускания и поднятия поверхности Земли за счет

перетекания мантийных пород в горизонтальном направлении.

Во время последнего крупного оледенения Скандинавия была

покрыта толстым слоем льда, что вызвало значительное опускание

поверхности. Когда приблизительно 10000лет назад ледник растаял,

поверхность Скандинавии начала подниматься. С помощью

датирования испытавших поднятие пород оказалось возможным

восстановить скорость поднятия поверхности и по этим данным

оценить коэффициент вязкости пород мантии.

175

Рис.4.18. Опускание поверхности при оледенении и поднятие после

исчезновения ледникового покрова а- до оледенения; б – опускание

поверхности из-за ледовой нагрузки; в – форма поверхности после

таяния ледника; г – полное восстановление

Из решения задачи о растекании полупространства вязкой

жидкости, поверхность которого в начальный момент имело

периодическое смещение

(рис.4.18-в) :

)/2cos(

xww

, где λ>> w

– длина волны, можно

получить, что изменение смещения поверхности полупространства

со временем происходит по закону:

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

−⋅=

⎟

⎠

⎞

⎜

⎝

⎛

⋅

−⋅=

τπμ

λρ

exp

, (4.11)

где

λρ

πμ

g⋅

- характерное время релаксации, μ – динамическая

вязкость.

176

Аппроксимируя результаты геологических наблюдений

зависимостью (4.11), определяют значение времени релаксации τ, а

следовательно и вязкость мантии. Данные для Скандинавии

позволили оценить величину τ~4400лет, т.е. принимая λ~ 3000км, ρ~

3300кг/м

, получаем μ~10

Па с. Соответственно, кинематическая

вязкость

см /103

103

217

⋅=

⋅

Принимая остальные параметры из соотношения (4.10) для

верхней мантии α ~ 3 10

-5

град

-1

, ΔT~10

град, d~7 10

м, χ~10

-6

/c,

получаем:

Ra~10

, т.е. можно ожидать, что в верхней мантии

происходит развитая конвекция.

При

Ra >> Ra

развиваются тепловые погранслои – холодный

у верхней границы и горячий у нижней. В погранслое

=0, u

=const,

т.е. слой движется вдоль границы без деформации. Естественно

отождествить верхние погранслои конвективных ячеек с

литосферными плитами. Отделение тепловых погранслоев от

поверхности слоя жидкости и образование холодного нисходящего

потока будут аналогичны субдукции. Отрицательная массовая сила

плавучести, действующая на холодный опускающийся поток,

представляет собой аналог массовой силы, приложенной к

погружающейся литосфере.

Оценки толщины δ и скорости движения погранслоя u

(толщина слоя принимается d~700км):

кмRad 504.7

3/1

≈⋅≈

−

годсмRa

/614.0

3/2

≈≈

, дают величины, сопоставимые с

результатами наблюдений.

177

Глава 5 Землетрясения

Землетрясения представляют собой, пожалуй, крупнейший

динамический деформационный процесс в земной коре. Ощущаемые

человеком и приборами сейсмические волны, вызывающие в случае

крупных событий разрушение зданий и гибель людей, являются

следствием распространяющегося со скоростью первых километров

в секунду разрыва в глубине Земли. Длина такого разрыва может

достигать тысяч километров, а выделяемая при

этом энергия 10

Дж,

что в 10

раз больше энергии самого мощного взрывного устройства

созданного человеком.

Землетрясения приносят колоссальный материальный ущерб и

уносят сотни тысяч человеческих жизней. Так при землетрясении

1923г. в Японии погибло 140тыс. человек, а в 1976г. в Китае –

650тыс. человек. Ущерб от крупного землетрясения, произошедшего

неподалеку от населенного района, зачастую составляет десятки

млрд.

долларов. Например, ущерб от землетрясения магнитудой 7.6,

произошедшего в 1999г. вблизи острова Тайвань, составил

$14.2млрд.

Наука о землетрясениях – сейсмология – в настоящее время

однозначно признает факт, что большинство землетрясений связаны

с разломами земной коры. Охарактеризовать очаг землетрясения

можно по разному, в зависимости от того, какие аспекты задачи

рассматриваются. Если макроскопически исследуется задача

об

излучении и распространении сейсмических волн, то источник

колебаний рассматривается как точечный и используется понятие

фокуса или гипоцентра землетрясения (рис.5.1). Вертикальная

проекция гипоцентра на свободную поверхность называется

эпицентром землетрясения. В случае, когда исследуется физический

механизм выделения энергии, то очаг рассматривается уже в виде

некоторой области, конечных размеров, причем при очень крупных

землетрясениях эта область может достигать тысяч километров.

Область очага, как правило, ассоциируется с разломом вдоль

которого распространялся разрыв, а выход этого разрыва на

178

свободную поверхность формирует уступы и трещины, называемые

сейсмодислокациями.

Рис.5.1 Схема эпицентральной области землетрясения

Было бы неправильным представлять землетрясения,

регулярно повторяющиеся примерно в одних и тех же регионах, как

некие одномоментные события. Выделяют несколько стадий

развития

сейсмического цикла.

Межсейсмическая стадия – этап накопления потенциальной

энергии деформирования.

Косейсмическая стадия – собственно землетрясение – этап

превращения потенциальной энергии в кинетическую, динамическое

распространение разрыва, излучение сейсмических волн.

Постсейсмическая стадия – ход деформаций заметно

отличается от фонового; постепенный переход среды в новое

равновесное состояние.

179

000

1 2

емя, г

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

Перемещение, м

Рис.5.2. Абсолютные перемещения GPS станции AREQ при

землетрясении Mw=8.4 23. 06. 2001 (

Melbourne, 2002)

Предсеймическая стадия – напряжения на некотором,

достаточно крупном, участке среды достигают критического уровня

и участок коры переходит в метастабильное состояние.

На рис.5.2 показано изменение координат станции

наблюдения, полученные с помощью системы GPS, до и после

крупного землетрясения в Перу. Как видно, на графике достаточно

четко выражено изменение скорости перемещения перед

динамическим событием (предсейсмическая

стадия), резкий скачок с

амплитудой ~0.5м в момент землетрясения (косейсмическая стадия)

и постепенное снижение скорости деформации в течение достаточно

длительного времени на постсейсмической стадии.

180

Изменение напряженного состояния после главного толчка

обычно вызывает меньшие землетрясения, называемые

афтершоками. Обычно считается, что афтершоки располагаются на

некоторой площади, соответствующей области основного разрыва.

(Некоторые последние результаты заставляют усомниться в этом

утверждении, однако пока эта точка зрения является общепринятой.)

На этом факте основан один из методов оценки площади разрыва.

5.1 Количественное описание масштаба

землетрясения

5.1.1 Магнитуда землетрясения

Для количественного описания масштаба землетрясения

предлагались различные меры.

Так, интенсивность сейсмических колебаний поверхности

Земли определяется шкалой сейсмической балльности. В таблице 5.1

приведено макросейсмическое описание колебаний,

соответствующей балльности и примерные количественные

параметры колебаний грунта – максимальные смещения

W, скорости

V и ускорения a.

Шкала интенсивности отражает уровень сотрясений в данном

месте. В то же время, поскольку интенсивность колебаний сильно

зависит от механизма землетрясения, глубины его очага,

региональной геологии, рельефа и других параметров. Это приводит

к тому, что землетрясения примерно одного размера могут иметь

очень разную картину интенсивности колебаний.

Кочарян Г.Г. Деформационные процессы в массивах горных пород

Подождите немного. Документ загружается.