Дрейф литосферных плит | Блог о природе

Дрейф литосферных плит

0

Tectonic plates(rus) Дрейф литосферных плит

В главе «Мантийная конвекция» мы оценили основные параметры тепловой конвекции в очень вязкой земной мантии. Конвекционные потоки очень вязкого (скорее, очень твёрдого в человеческих масштабах времени) мантийного вещества достаточно эффективно (так что мантийное вещество не становится слишком жидким) переносят тепло из центральных областей Земли к нижней поверхности твёрдой земной коры. Отсюда тепло, поступившее из центральных областей Земли, передаётся к верхней поверхности коры уже за счёт гораздо менее эффективной кондуктивной теплопроводности (с геотермическим градиентом порядка 30°С/км). Измеренные (перепад высот, из литературы) и вычисленные нами ранее (скорость потока) параметры конвекционных потоков в мантии таковы:

Средняя скорость движения горизонтальной части мантийных потоков составляет порядка 4 см/год. Что на фоне геометрических размеров конвекционного потока в тысячи километров (время цикла — сотни миллионов лет) и позволяет мантии Земли быть жидкой в соответствующем масштабе времени. Тогда как в обычных масштабах времени она твёрдая!

Перепад высот поверхности океанической коры (и мантийных конвекционных потоков) в их восходящей и нисходящей частях DH (перепад глубин между областями СОХ и глубоководных впадин) составляет 4?7 километров, что соответствует разности температур в восходящем и нисходящем потоке около 60°С. Это вытекает из приблизительного равенства весов столбов одинакового вещества разной температуры и высоты в восходящей и нисходящей частях мантийного конвекционного потока (высотой во весь конвектирующий слой толщиной в 2900 км). Соответствует ли полученная разность температур восходящей и нисходящей частей мантийного потока наблюдаемому потоку глубинного тепла через земную поверхность (поверхность суши и океанического дна)?

Наглядно эти цифры можно представить себе следующим образом: поскольку мы приняли, что площади сечения восходящей, нисходящей и неподвижной частей мантийного конвекционного потока примерно равны и составляют 1/3 от общего сечения, то подъём 1/3 части на 4 см/год и уменьшение температуры мантийного вещества эквивалентны тому, что слой мантийного вещества толщиной в 4/3 см остывает за год на 60°С. Так что наблюдаемый поток глубинного тепла соответствует только что приведённым цифрам.

В главе «Пластичность мантии Земли» мы выяснили, что в масштабе больших промежутков времени мантия Земли ведёт себя как совершенно жидкое вещество. При этом земная кора в тех же масштабах времени из-за её гораздо меньшей температуры ведёт себя уже как твёрдое тело, о чём свидетельствует множество геологических и геофизических фактов, в том числе, и существование поперечных сейсмических волн и поверхности Мохо. Благодаря жёсткости земной коры в ней (на некоторых! участках) сохранились отпечатки растений, животных, кости динозавров, погибших сто миллионов лет назад. Кристаллической, твёрдой, является как материковая, так и океаническая кора. Локально и материковая, и океаническая кора сохраняют свою форму в масштабе миллионов лет, в то время как под ними движутся медленные, вязкие, твёрдые в обычных масштабах времени, но при этом совершенно жидкие в масштабах миллионов лет мантийные потоки.

Понятно, что очень вязкие потоки не только движутся сами, но и увлекают за собой силой вязкого трения плавающую на их поверхности земную кору. Горизонтальные участки мантийных конвекционных потоков в разных географических точках движутся в различных направлениях. Поэтому и силы вязкого трения, с которыми потоки действуют на твёрдую кору, также направлены в разные стороны. Так что увлечение коры мантийными потоками с необходимостью будет приводить к механическим напряжениям в земной коре, к её повсеместным деформациям. В некоторых, наименее прочных местах механические напряжения в коре (в литосфере) время от времени превышают предел прочности коры (литосферы) и там происходят необратимые деформации — разрушения с сотрясением окрестностей деформируемого участка, то есть, с землетрясениями. В результате чего, казалось бы, цельная земная кора (литосфера) оказывается разбитой на несколько больших блоков — литосферных плит. Земная литосфера состоит из нескольких десятков плит. Границы между плитами определяются как те участки литосферы, где нарушается цельность земной коры, где из-за меньшей прочности краёв плит происходят необратимые хрупкие и пластические деформации. Тогда как на внутриплитных пространствах происходят обратимые упругие деформации, разряжающиеся в моменты необратимых деформаций на границах плит (за короткое время при землетрясениях).

А сами плиты очень медленно движутся относительно друг друга.

Плиты могут:

а) изменять свою высоту над уровнем моря.

б) двигаться навстречу друг другу,

в) скользить мимо друг друга в противоположных направлениях, по касательной вдоль общей границы,

г) отодвигаться друг от друга в противоположных направлениях,

Поскольку земная кора покрывает всю земную поверхность плотно, без прогалин, то при движении плит происходят существенные необратимые деформации краёв плит.

При изменении высоты плит на их границе могут образовываться уступы, некоторые участки горизонтальной до того поверхности могут слегка наклоняться и т.п.

При движении плит навстречу друг другу на их границе (в самом непрочном месте) из коры могут выдавливаться горы. Тонкие океанические плиты, движущиеся навстречу друг другу, могут выдавливаться вниз (обе встречающиеся плиты), как это происходит в глубоководных впадинах. Или одна плита «подныривает» под другую. Такое явление называется субдукцией и наблюдается в зоне «огненного кольца» по периферии Тихого океана.

Плиты могут в месте соприкосновения двигаться в противоположных направлениях, по касательной, как это происходит на разломе Сан-Андреас, где на границе двух соприкасающихся плит (которая совсем не является идеальной плоскостью) в результате дробления выступов трущихся друг о друга плит образовалась двойная горная гряда.

Существуют и такие области, где плиты отодвигаются друг от друга. Примером такого расхождения, раздвигания, дивергенции плит являются зоны спрединга, в районе Срединных Океанических Хребтов (СОХ), в Атлантическом и в Тихом океанах. Здесь, в пространстве между очень медленно раздвигающимися плитами, образуется новая кора

Можно сказать, что, оценив СРЕДНИЕ скорости мантийных потоков, мы, тем самым, оценили СРЕДНИЕ скорости перемещения (дрейфа) отдельных плит земной коры в результате их увлечения очень вязкими мантийными потоками. Поскольку сила вязкого трения обращается в нуль только при нулевой скорости, то скорость дрейфа плит несколько меньше скорости потоков под ними, иначе в земной коре не развивались бы огромные напряжения сжатия, превышающие предел прочности коры. Мы можем оценить напряжения в земной коре, возникающие вследствие увлечения её участков мантийными потоками в различных направлениях. Сделаем это:

Для наглядности, чтобы избежать учёта различий толщины и плотности земной коры, усложняющего картину, примем, что жёсткая тонкая кора имеет всюду одинаковую толщину и плотность, равную плотности мантийного вещества, на котором кора «плавает».

Силу вязкого трения, действующую со стороны движущегося (от более высоких окрестностей восходящего потока к более низким окрестностям нисходящего потока) вязкого мантийного вещества на участок твердой коры шириной ?W = 1м, расположенный на наклонной и нижней частях свободной поверхности мантии, можно легко подсчитать, опираясь только на школьную механику и геометрию свободной поверхности. А не на неизвестное значение вязкости вещества мантии при существующих там условиях (температура, давление, состав), которое невозможно измерить. При этом помним, что усилие не только прилагается к коре со стороны потока в данном месте, но и передается по твердой коре от более высоко расположенных участков ко всем расположенным ниже посредством сжатия. Такое вычисление вполне возможно, поскольку в форме свободной поверхности и проявляются вязкие свойства мантийного конвекционного потока.

Реакция на трение

Рис 1. Сила трения вязкого потока и реакция на неё

Рассмотрим рисунок, на котором схематически изображен профиль наклонной части свободной поверхности мантийного конвекционного потока. Здесь воздействие воображаемого тяжелого верхнего треугольника (с плотностью Dm, как у мантии и коры) компенсирует вертикальную и горизонтальную составляющие силы, действующей на кору со стороны движущегося под ней вязкого мантийного конвекционного потока. На самом же деле, горизонтальная составляющая (с которой кора увлекается движущимся мантийным веществом) компенсируется не действием воображаемого треугольника, а реакцией жесткой коры справа. В результате увлечения коры вязким потоком в большей части жесткой коры (почти повсеместно, за исключением вершины купола восходящего потока и других особенных точек, скажем в окрестностях разрыва или щели в коре) возникает сила сжатия, которую можно легко подсчитать, поскольку по величине она равна силе, скатывающей тяжёлый треугольник с наклонной плоскости. Или, что то же самое, горизонтальная сила, с которой тяжёлый неподвижный треугольник действует влево на наклонную плоскость.

F = ? g * Dm * ?W * (DH)2

Полученный нами результат вычисления силы вязкого трения может показаться странным. Действительно, мы знаем, что сила вязкого трения f, действующая на элемент площади, пропорциональна коэффициенту вязкости ? и скорости вязкого потока V.

f = ? * V

В полученном же нами выражении такая зависимость в явном виде отсутствует. Но это не означает, что такой зависимости нет в неявном виде. В нашем выражении присутствует зависимость силы от квадрата перепада высот. Этот перепад тем больше, чем больше вязкость. Скорость также тем больше, чем больше приложенная силы, т.е., чем больше перепад высот в восходящей и нисходящей частях конвекционного потока:

V = f / ?

С другой стороны, сила, движущая поток

f ~ Dm * g * h = Dm * g * ?H

V = f /? ~ Dm * g * h / ?

так что элемент силы

f ~ ? * V ~ ? * (Dm * g * h / ?) ~ Dm * g * h= Dm * g * ?H

А вся сила (по всей поверхности) равна интегральной сумме:

F = ? f * dh = ? (Dm * g * h) * dh ~ Dm * g * (?H)2

Правильность полученного выражения для силы вязкого трения подтверждается и тем, что точно такое же выражение мы имеем для силы, действующей на боковую стенку прямоугольного сосуда со стороны жидкости, наполняющей сосуд до высоты DH.

F =?f * dS = ?(g * m * h) * ?W * dh = ? g * Dm * ?W * (DH)2

Мы получили выражение для силы вязкого трения, действующую на тонкую неподвижную плиту, плавающую на поверхности движущегося вязкого потока.

На самом же деле, кора имеет переменную плотность, отличную от плотности мантийного вещества и переменную толщину, от двух — трёх километров в области СОХ до 90 км под высокими горами. Так что фактическая поверхность мантийного потока (под океаном это поверхность Мохо) достаточно сильно отличается от рассчитанной свободной поверхности потока вязкой жидкости, которая была бы граничной поверхностью потока при отсутствии «плавающих» на нём объектов с другой плотностью (коры переменной толщины). Теперь учтём эти отличия. Свободная поверхность жидкости не изменяет свою форму при погружении в эту жидкость каких бы то ни было объектов поскольку свободная поверхность воды остаётся неизменной, не зависящей от того, что на ней плавает — будь это бревно, мяч, небольшая льдинка или огромный айсберг площадью в тысячи квадратных километров. Свободная поверхность воды в океане всюду имеет одинаковый уровень, даже если воды там в данный момент нет, как, например, в теле айсберга. Но, если мы просверлим в айсберге сквозную скважину, то в этой скважине вода поднимется до везде одинакового уровня моря, выравнивая потенциал действия силы тяжести и давления слоёв воды.

Приведём порядок нахождения значений приведённого уровня Lp для различных географических точек. Если на поверхности этой жидкости плавает слой более легкого вещества с плотностью Dk, то, в соответствии с законом Архимеда, горизонтальным будет приведённый уровень поверхности Lp = Lm + Hk * (Dk / Dm), соответствующий уровню свободной поверхности неподвижной однородной жидкости с плотностью Dm. Здесь Lm — уровень нижней поверхности слоя плавающего вещества, Hk — его толщина.

В рассматриваемом нами случае на поверхности мантии под океаном плавает твердая земная океаническая кора с удельной плотностью, практически равной плотности мантии (3.3 г/см3). Различие их плотностей здесь — за счёт различия температур. Над океанической корой лежит толща воды с плотностью 1 г/см3. Часть океанического дна покрыта осадками с плотностью порядка 2.8 г/см3. Плотность континентальной коры также отличается от плотности подстилающей мантии и составляет порядка 2.8 г/см3. Поэтому для каждой локальной области земной поверхности нам нужно вычислить высоту приведённого уровня мантийного вещества, совпадающую, в среднем, с высотой свободной поверхности мантии (которую она имела бы при отсутствии плавающего на ней слоя):

Lp = Lm + Hk * (Dk / Dm) + Hокеана * (Dводы / Dm).

Здесь

Lp — высота приведённого уровня,

Lm - высота уровня мант. вещества, Dm — плотность мантии (3.3 г/см3 ,

Hk — толщина коры, Dk — плотность коры (2.8 г/см3 ),

Hокеана - глубина океана, Dводы — плотность воды (1.0 г/см3 ).

Вычисляя приведённые уровни для многих географических точек, мы увидим, что поверхность приведённого уровня совсем не горизонтальна, как должно было бы быть для неподвижной жидкости – так для нас проявится форма свободной поверхности очень медленно текущего вязкого мантийного вещества. В форме поверхности приведённого уровня проявятся расположение и интенсивность конвекционных потоков в очень вязкой мантии под приведённой поверхностью. Эти потоки, перемещающие огромные массы мантийного вещества, непрерывно нарушают равновесную форму эквипотенциальной поверхности приведённого уровня, делая её не стационарной, равновесной, а квазиравновесной. При этом из-за прочности коры возможны локальные отклонения её формы от гладкой, квазиразновесной.

Вычислим же уровень свободной поверхности мантийного вещества в различных географических точках (в области СОХ, в области средних океанических глубин, в области впадин, в области континентальных равнин и гор) и назовём его приведённым уровнем (приведённым к одной плотности).

Глубина океана в окрестностях срединно-океанических хребтов (поднятий) составляет порядка 2 ? 3 км. Толщина коры здесь, по данным разных авторов, составляет не более 2 ? 5 км. Так что высота приведённого уровня мантийного вещества в области срединно-океанических хребтов составляет порядка –1400 м (= –2000м + 2000м*(1 г/см3 / 3.3г/см3 )) для 2-километровой глубины. И –2100м (–3000 + 3000*(1/3.3)) для 3-х километровой глубины. По мере удаления от СОХ глубина океана монотонно возрастает (при малой толщине океанической коры).

Высота приведённого уровня в зоне Марианской впадины равна порядка –8425 м (–16000 + 5000*(2.8/3.3) + 11000*(1/3.3)). Здесь мы приняли, что глубина составляет 11000м, толщина коры 10 км, из них 5 км осадков (низ осадков на глубине 16000 м), а у нижних 5 км коры (ниже 16000 м) плотность совпадает с плотностью подстилающей мантии.

Толщина коры под Гималаями по разным данным составляет 70 – 90 км. Примем, что средняя высота земной поверхности здесь составляет порядка +4 км. Тогда высота приведённого уровня мантийного вещества для района Гималайских гор составляет от –6.6 км до –9.64 км для принятых значений плотностей коры и мантии. Конечно, действительные плотности и толщины могут отличаться от принятых нами, но уточнение их значений не изменит сути наших выводов, а только уточнит рельеф приведённого уровня и силу вязкого трения, с которой движущийся поток увлекает неподвижную кору.

Полученные выше выражения для силы вязкого трения, действующей на тонкую кору, справедливы не только для свободной поверхности, но и для приведённого уровня, приводящего кору различной плотности и толщины к уровню свободной поверхности путём учёта толщины и плотности коры; можно сказать, приводящего к общему знаменателю. Так что, зная форму приведённого уровня, мы можем вычислить силу вязкого трения, действующую на земную кору, скажем, в районе глубоководной океанической впадины или в районе Гималайских гор.

Приведём рисунок, схематически иллюстрирующий форму приведённого уровня в различных географических точках:

Рельеф уровня

Рис 2. Рельеф приведённого уровня

В соответствии с полученным выражением для силы горизонтального сжатия в зоне нисходящего потока за счёт увлечения коры вязкими мантийными потоками и для принятых нами исходных цифр (под глубоководными впадинами и Гималаями, считая линию сжатия перпендикулярной направлению потока) имеем:

F = ?*9.8 (м/сек2)*3300 (кг/м3)**(7 000 м)2 = 79 * 1010 н ? 0.8 * 1012 н

0.8 * 1012 н / 10 000 м2 для впадин и 1.5 * 1012 н / 90 000 м2 для коры в Гималаях.

Эта горизонтальная сила приложена перпендикулярно к вертикальной полосе, секущей твердую кору сверху донизу. Так что на каждый 1м2 сечения коры в районе глубоководных впадин, где толщина коры порядка 10 км, в среднем приходится сила сжатия ?0.8*107 н/м2, или 800кгС/см2. Это примерно ½ предела прочности монолитного гранита и базальта в наилучших условиях (200 МПА для одноосевого сжатия при обычной температуре). Но это в среднем. На практике же, и прочность пород из-за дефектов меньше даже при низкой температуре (в верхних слоях коры), и эффективная толщина коры меньше, и перепад высот приведённых уровней может быть больше. Кроме того, большая часть сечения коры имеет высокую температуру, отчего ее прочность существенно уменьшается. Так что напряжение сжатия в океанической коре в области глубоководных впадин достаточно близко к пределу прочности океанической коры. К тому же под глубоководными впадинами тонкая океаническая кора может изгибаться и погружаться в мантию. Видим, что силы вязкого трения, вычисленные на основе имеющихся данных, которые действуют на тонкие плиты океанической коры со стороны мантийных конвекционных потоков, достаточны для медленного движения этих плит с преодолением сопротивления со стороны других плит путём разрушения краёв плит (в моменты превышения предела прочности).

Дополнительным (к палеомагнитным данным по полосовой намагниченности пород океанического дна) подтверждением вязкого увлечения земной коры и её дрейфа по наклонной поверхности верхнего участка мантийного конвекционного потока от зоны спрединга в сторону нисхождения конвекционного потока (к зоне горообразования или субдукции) могут служить обнаруженные на океаническом дне (на разных глубинах) так называемые гайоты – бывшие вулканические острова, частично срезанные морскими волнами, постепенно погружающиеся на всё большие глубины [6]. Это погружение происходит именно вследствие медленного движения земной коры из-за её увлечения наклонной поверхностью мантийного конвекционного потока в сторону его нисхождения, а не простого опускания участков земной коры (без смещения от зоны спрединга). Увлечение вулканических островов может быть подтверждено сопоставлением глубин расположения гайотов и их удаления от зоны спрединга.

В то же время в районе Гималаев для принятых нами цифр (толщина слоя пород с плотностью коры равна 90 км) на каждый 1м2 сечения коры в среднем приходится сила ?1.7*107 н/м2, или 170кгС/см2 (в среднем!). Это соответствует примерно 1/12 предела прочности монолитного гранита в наилучших условиях. Видим, что здесь, в Гималаях, или в подобных горных структурах, сил вязкого трения мантийных потоков, вычисленных нами на основе принятых данных, явно недостаточно для для превышения предела прочности толстой коры.

За счёт каких же сил происходит происходят необратимые (хрупкие, пластические) деформации краёв толстых плит, в том числе, с горообразованием на границе материковых плит? Возможны ли другие механизмы возникновения инструментально наблюдаемых гигантских субгоризонтальных напряжений сжатия земной коры, ответственных за генерацию горных хребтов выдавливанием пород в зоне краёв литосферных плит? Эти вопросы будут рассмотрены в следующей главе.

Интересные статьи по теме :

  1. Главные движущие силы землетрясений, дрейфа континентов, горообразования. Прогнозирование землетрясений и спусковые силы
  2. Сжатие земной коры и горообразование

Если Вам понравилась статья, то Вы можете получать новые материалы shumilov.kiev.ua по RSS, присоединиться ко мне на твиттере, или можете просто получать обновления блога на e-mail: