Астеносфера: состав и строение
Контрольная работа - Геодезия и Геология
Другие контрольные работы по предмету Геодезия и Геология
?). Междуговой прогиб, шириной около 200 км, ограничен по краям сбросами. Мощность осадочного чехла не превышает первых сотен метров. Третья дуга сложена вулканическими породами, среди которых встречается много кислых разностей (андезиты, дациты). В остальной части окраинных морей мощность чехла существенно возрастает иногда до 15 - 20 км.
Различные окраинные моря развиваются либо в условиях растяжения (дуга отдаляется от континента), либо в условиях сжатия (дуга приближается к континенту). Геодинамические особенности формирования окраинных морей определяются главным образом способом их образования и размерами субдуцирующей литосферы.
На происхождение окраинных морей имеются различные точки зрения. Их возникновение объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, астеносферными течениями, наведенной задуговой конвекцией, процессами формирования новых островных дуг одна из наиболее популярных моделей возникновения окраинных морей является модель Карига (рис. 10). Раскрытие окраинных морей объясняется расклинивающим действием мантийных диапиров, поднимающихся в тылу островных дуг благодаря разогреву и тепловому разуплотнению мантийного вещества при трении литосферных плит в зоне ВЗБ.
Рис. 10. модель Карига (рис. выделения, условия формирования, роль в геологических процессах). Модель мантийного диaпира (1), на которой показано положение изотерм (2) и зоны Заварицкого-Беньофа (3) (по д. Каригу)
По модели Паккэма и Фалви, краевые моря образуются за счет Отодвигания зоны субдукции от континентальной окраины под влиянием давления, выходящих из-под неё астеносферных течений, на верхнюю часть опускающейся ветви пододвигаемой плиты. Обычно это происходит в тех случаях, когда взаимная скорость сближения смежных плит сравнительно невелика (менее 3 - 5 см/год), а пододвигаемая плита является достаточно древней и поэтому характеризуется средней плотностью, заметно превышающей плотность подстилающего плиты мантийного вещества. В этом случае из-за гравитационной неустойчивости океаническая плита в зоне субдукции под собственной тяжестью не только соскальзывает в мантию, но и как бы проваливается в нее, постепенно отступая от фронтальной островной дуги. Этому процессу могут способствовать также астеносферные течения, если они направлены из-под тылового бассейна и поэтому способствуют отодвиганию опускающейся плиты в сторону от островной дуги. Такое отжимание субдуцируемой плиты от тела островной дуги, естественно снижает давление действующее на фронтальную зону островной дуги, тогда как в её тылу гидростатическое давление сохраняется прежним. В результате, возникает довольно значительный перепад давлений (?Р) между тыловыми и фронтальными участками островной дуги:
?P = h(pa - pw)g ,
где pа - плотность астеносферного вещества,
pw - плотность воды, - ускорение силы тяжести, - превышение уровня подъема астеносферы в задуговом бассейне над уровнем пластичного излома пододвигаемой плиты под островной дугой (h = 15 - 20 км)
В реальных условиях ?P достигает значение порядка тонны на см2 - это то избыточное давление, которое и приводит к расколам литосферы в тылу островной дуги и к возникновению там явления задугового спрединга. Это заставляет тело островной дуги прижиматься к погружающейся в мантию океанической плиты и следом за ней перемещаться в сторону открытого океана.
Интересно отметить, что если со временем скорость сближения плит (VL) , будет меняться, то изменятся и режимы развития задуговых бассейнов: при VL УО наоборот, - закрываться с образованием структур торошения и надвигов офиолитовых покровов на тыловые части островной дуги или на противоположный борт задугового бассейна. По-видимому, многие из офиолитовых покровов горных областей планеты образовались именно таким путем. Модель наведенной задуговой конвекции для объяснения возникновения окраинных морей предлагается Л.И. Лобковским И О.Г. Сорохтиным. По их мнению, под островной дугой в астеносфере может возникнуть вторичная наведенная конвекция, которая возбуждается движениями через этот слой океанической плиты, вовлекающий в нисходящий поток и примыкающие к ней объемы астеносферного вещества (рис. 11). Наведенные астеносферы течения 6удут отклоняться в сторону от направления движения самой плиты. Отток вещества из пограничных с опускающейся плитой участков астеносферы на её подошве будет компенсироваться возникновением вторичных течений вблизи её кровли. В результате, в угловой зоне между подошвой надвигаемой плиты и наклонной поверхностью опускающейся плиты возникнут вторичные, наведенные конвекционные движения по замкнутым траекториям (см. рис. 11). Тепловое и динамическое воздействия наведенной конвекции на вышерасположенную литосферную плиту приводят к её проплавлению и разогреву с раскрытием линии рифтовой долины, вдоль которой начнется процесс спрединга (Филиппинское море).
Рис. 11. Модель строения зоны поддвига плит, иллюстрирующая возникновение вторичной локальной конвекции в слое астеносферы под окраинным бассейном в тылу островной дуги (Геофизика океана, 1979)
АА - зона сдвиговых пластических деформаций в области резкого излома пододвигаемой плиты;
ВВ - наклонный раскол в переднем крае надвигаемой плиты, по которому выводятся жидкие магмы на поверхность: заштрихована зона пластических (сдвиговых) деформаций и раск