Астеносфера: состав и строение
Контрольная работа - Геодезия и Геология
Другие контрольные работы по предмету Геодезия и Геология
?нного восходящим мантийным потоком. Движение вещества происходит путём его фильтрации через перидотитовую матрицу астеносферы. Скорость фильтрации (Vа) можно оценить исходя из существования градиента избыточного давления Ра по вертикальному сечению астеносферы:
где hа - толщина,
?а - эффективная сдвиговая вязкость астеносферы.
При grad Ра ~ 10-1 дин/см3, hа ~ 100 км, ?а ~ 1020 П получим Vа ~ 10 см/год.
Астеносферное течение за счёт сил вязкого трения увлекает за собой литосферные плиты, которые стремятся переместиться из областей восходящих субвертикальных мантийных потоков к местам существования нисходящих потоков. Учитывая, что мощность астеносферы значительно возрастает под океанами и сокращается под континентами, можно утверждать, что под океаническими плитами астеносферные потоки будут более скоростными и, соответственно, увеличится скорость перемещения океанических плит по сравнению с континентальными или смешанными плитами.
Кроме сил вязкого трения со стороны астеносферных течений литосферные плиты испытывают динамические напряжения ещё по двум причинам: во-первых, под действием сил соскальзывания со склонов срединно-океанических хребтов и, во-вторых, под влиянием тянущей силы, погружающейся в мантию океанической плиты.
При соскальзывании океанической плиты со склонов срединноокеанических хребтов (с выступов горячей мантии над восходящим мантийным потоком) возникают давления сжатия. Последнее можно оценить по условию гидростатического равновесия, считая, что на подошве плиты отсутствует трение. В этом случае на торец соскальзывающей плиты будет давить тяжесть вышележащих участков. Избыточное давление сжатия (?P), действующее на сечение плиты, опущенное на глубину ?h по сравнению с уровнем гребня срединноокеанического хребта, можно определить как:
?Р = ?h *?pg ,
где g - ускорение силы тяжести,
?p=pa-pв, а = 3,2 г/см3 - средняя плотность астеносферы,
рв = 1 г/см3 - плотность океанической воды.
Для плит возрастом более 108 лет и ?h = 3,5 - 4 км избыточное давление (?P) будет равно 800 - 900 кг/см2 и приближается к пределу прочности литосферы (~1 т/см2).
Ещё большее значение имеет тянущая сила, возникающая при погружении в мантию более холодной и более тяжёлой океанической плиты. Если океаническая литосфера в зоне поддвига погрузилась на глубину h, то за счёт большей плотности её холодных пород по сравнению с плотностью более горячего вещества мантии (?р = 0,1 г/см3) возникнет отрицательная архимедова сила. Она создаёт в приповерхностном сечении литосферы избыточное напряжение (?Р) порядка
?Р = -h?pg sin ? ,
где ? - угол падения зоны поддвига.
Если принять h примерно 600 км, то напряжение растяжения в океанической литосфере перед глубоководным желобом может достигать 3 - 6 т/см2.
Тянущая сила погружающейся литосферной плиты будет существенно возрастать при образовании эклогитового наконечника При повышении давления в верхней мантии и при относительно низких температурах базальт и его крупнокристаллическая разность габбро способны переходить в новую породу - эклогит. Плотность последнего составляет 3,3 - 3,5 г/см3, тогда как плотность верхней мантии не более 3,2 г/см3. Поэтому на погружающейся океанической литосферной плите создаются растягивающие усилия, достаточные для того, чтобы нарушить её целостность и образовать систему сбросов (рис. 9).
Рис. 9. Структуры растяжения (сбросы и грабены) на океанском борту Чилийско-Перуанского желоба у северных берегов Чили, 23ОI5 ю.ш. (по У. Швеллеру и Л. Кульму, 1978)
На погружающуюся плиту будут оказывать препятствующее действие силы трения и силы сопротивления мантийной материи. При этом возникает касательное напряжение торможения (?):
где ? - вязкость мантии, - скорость движения литосферной плиты, - координата оси, направленной перпендикулярно к поверхности мантии.
Силы сопротивления по оценке Д. Тёркота и Дж. Шуберта примерно сопоставимы с величиной гравитационного соскальзывания плиты со срединно-океанического хребта. Поэтому большинство учёных считают, что тянущие силы погружающейся плиты являются определяющими в системе динамических напряжений, которые испытывают литосферные плиты и которые определяют их скорость движения. Существует эмпирическая зависимость скорости движения литосферных плит от доли периметра плиты, которая приходится на зоны субдукции. Максимальные скорости перемещения присущи четырём плитам Тихого океана, которые имеют наибольший процент субдукцирующей границы, а также для Индийской плиты, восточная граница которой имеет субдукционный характер и тяготеет к Тихоокеанскому субдукционному кольцу.
. Влияние астеносферных течений на формирование окраинных морей
Характерным геоморфологическим элементом конвергентных границ является окраинное (краевое) море, которое возникает между островной дугой и континентом. Примером их служат Охотское, Японское, Филиппинское, Восточно- и Южно-Китайское, Карибское и другие моря. Строение коры окраинных морей океаническое или субокеаническое, часто бывает существенно увеличина мощность первого (осадочного), а иногда и третьего (габбро-серпентинитового) слоев. Общая мощность коры до 35 км. В структуре окраинных морей выделяют два основных элемента: прогиб, расположенный сразу же за вулканической островной дугой (междуговой прогиб, по Д. Каригу), и подводные гряды (третья дуга, по Д. Кариг?/p>