Тектонофизические процессы
Содержание:
↑ Тектонофизические процессы
Конвекция вещества в мантии
Условием возникновения в химически однородной среде тепловой конвекции является критерий Рэлея:
, где a – коэффициент теплового расширения; g – ускорение силы тяжести; DT – изменение температуры в пределах слоя; Н – мощность верхнего слоя мантии, где может протекать конвекция вещества; l – коэффициент теплопроводности; а – коэффициент температуропроводности.
Полагая a=(3×10-5)0С, g=103см/с2, Н=700 км (700×105 см), l=1021см2/с, а=10-2см/с, найдем минимальную разность температур (перепад температур в слое), при которой будет происходить начало тепловой конвекции вещества –
.Реально за счет подогрева мантийного вещества снизу перепад температур в низах и верхах мантийного слоя мощностью
700 км может достигать нескольких десятков градусов.
Вообще говоря, конвекция вещества в верхней мантии обусловливается не только вертикальным градиентом температуры, превышающем адиабатический, но и также подводом тепломасс к нижней границе конвективного слоя, внутренним подогревом за счет радионуклидов, существованием латеральной температурной неоднородности в слое, где происходит конвекция, гравитационная неустойчивость литосферных плит, в которой ведущую роль играет архимедова сила затягивания холодных и тяжелых плит в горячую мантию.
Прямым свидетельством существования глубинной конвекции вещества являются сейсмические данные, согласно которым опускающееся вещество литосферных океанических плит в зонах субдукции прослеживаются на глубинах, значительно больших, чем гипоцентры землетрясений.
На рис. 13 показаны модели возможных типов конвекций, а на рис.14 и 15 – схема конвекции вещества мантии по О.Г.Сорохтину и С.А.Ушакову (1991).
↑ Изостазия
Как отмечалось ранее, спутниковые и астрономо-гравиметрические данные свидетельствуют о том, что поверхность геоида отклоняется от поверхности нормального гидростатически равновесного эллипсоида вращения на небольшие величины, выражаемые в основном в десятках метров. Это значит, что форма Земли в среднем такова, как если бы Земля состояла из однородных концентрических слоев. Но это в среднем. Фактические отклонения от равновесного состояния существуют и они, как говорилось ранее, фиксируются ундуляциями (высотами) геоида.
Гидростатическое равновесие наиболее резко нарушено плотностными неоднородностями в верхних слоях земной коры, и, главным образом, за счет резкой выраженности рельефа земной поверхности. Исследования показывают, что, тем не менее, на больших глубинах в литосфере существуют некие плотностные неоднородности, которые в значительной степени компенсируют «разрушающее» общую картину равновесия действие рельефа местности. Это явление называют изостазией. Считается, что изостазия характеризует гидростатическое состояние литосферы, лежащей на относительно ослабленном по реологическим характеристикам астеносферном слое.
Изучение изостазии, особенно участков, где она нарушена, дает информацию о протекании тектонофизических процессов. Поэтому это явление привлекает к себе внимание геологов-тектонистов.
Изостатическое равновесие означает, что под горами имеется недостаток масс (т.е. участки с отрицательной аномальной плотностью), а под крупными впадинами в рельефе земной поверхности, наоборот, – избыток масс (с положительной аномальной плотностью), причем эти массы таковы, что общее давление вещества под горами и впадинами будет одинаковым на некоторой глубине, называемой «глубиной компенсации» (100 и более километров).
Предложено две схемы изостатического равновесия: Ф.Пратта и Г.Эри (рис.16).
В основе первой лежит предположение, что в литосфере существует некая горизонтальная поверхность на глубинах свыше
100 км, во всех точках которой давление верхних слоев одинаково, т.е. массы столбиков вещества литосферы в каждой точке земной поверхности равны. В условиях различных высот рельефа местности высоты столбиков будут различны, но чтобы массы были равны, плотность вещества в каждом столбике принимается также различной. Таким образом, по Пратту верхний слой литосферы до границы компенсации неоднороден по плотности, а его мощность зависит от высот рельефа местности.
По Эри земная кора принимается однородной по плотности и лежит на вязком основании верхней мантии, форма рельефа которого аналогична форме земной поверхности, но в зеркальном отражении. При этом амплитуды рельефа увеличены за счет разности плотностей коры и верхней мантии.
Поскольку конструкции Пратта и Эри связаны с рельефом земной поверхности и с плотностями земной коры, то, естественно, возник вопрос о расчете соответствующих полей притяжения для этих моделей. Имеются соответствующие формулы. Разность же между наблюденным полем силы тяжести и полем соответствующей модели изостазии называют изостатическими аномалиями, которые свидетельствуют об отклонении реального геологического разреза от изостатического состояния. Эти аномалии подвергаются геологической интерпретации.
Как отмечалось, ундуляции геоида также являются характеристиками изостатического состояния литосферы. Имеются соответствующие теоретические исследования, на основании которых получены формулы, позволяющие вычислить высоты геоида по наблюденным аномалиям силы тяжести. Такие расчеты были выполнены для территории Беларуси и смежных областей и построена карта высот геоида (см. рис.3). Используя предыдущие материалы по геоиду, рассмотрим, как колебания высот геоида характеризуют степень изостатического равновесия литосферы региона и как они связаны с современными представлениями о тектонике региона (см. рис. 7).
Согласно предыдущему постулируется: регион, отдельные геологические структуры находятся в изостатическом равновесии, если отклонения геоида от эллипсоида не превышают точности измерения высот геоида (±0,25 м). Взглянув на карту высот геоида, изображенную на рис. 3, видим, что на территории запада Восточно-Европейской платформы высоты геоида изменяются от 24 до 35 м, образуя соответственно впадины и поднятия. То есть в целом литосферу региона нельзя считать гидростатически уравновешенной. Посмотрим теперь, как эта неуравновешенность распределяется между геологическими структурами.
Прежде всего видна тенденция прогибания геоида в восточном направлении. Фенноскандинавский сегмент характеризуется разнообразием форм поверхности геоида: здесь и высокоградиентные склоны, поднятия и впадины в основном северо-западного и субширотного простирания. Волго-Уралия и Сарматия в пределах исследуемой территории характеризуется крупными впадинами геоида. Четко прослеживается Полоцко-Курземская субширотная зона глубинных разломов, выраженная в узкой линейно вытянутой впадине геоида, в которую с севера упираются две аномалии геоида северо-западного простирания. На карте геоида находят яркое отражение Белорусская антеклиза (поднятие геоида), Подлясско-Брестская впадина (локальная впадина геоида широтного простирания). Львовская шовная зона выражена поднятием геоида северо-восточного направления.
В восточной половине территории зафиксирована крупная впадина геоида амплитудой до 5 м. Она охватывает Припятский прогиб, Коростенский плутон, но центральная, ярко выраженная, локализованная часть впадины приурочена к Припятскому прогибу.
В поведении изолиний высот геоида хорошо прослеживаются и тектонические элементы Украинского щита. Так, Коростенский и Белоцерковский блоки характеризуются прогибанием поверхности геоида; Винницкий, Гайсинский и Ананьевский блоки – поднятием. На западе Украинского щита, в области перехода к Львовской шовной зоне, прослеживается прогибание поверхности геоида субмеридионального простирания.
На карте геоида хорошее отражение находят зоны сочленения основных сегментов Восточно-Европейскоой платформы: Фенноскандии, Сарматии и Волго-Уралии. Так, контакт Фенноскандии и Волго-Уралии отмечается склоном поверхности геоида в восточном направлении с высоким градиентом – от 30 до 27 м, и проявлением под Полоцком резко выраженной локальной впадины. Сочленение Волго-Уралии и Сарматии, по-видимому, следует провести по структурному выступу геоида северо-восточного простирания, разделяющему крупные впадины геоида и проходящему между Полоцком и Минском. Этот структурный нос геоида соответствует Витебскому гранулитовому массиву, который, видимо, попадает в зону сочленения Волго-Уралии и Сарматии. Сочленение Фенноскандии и Сарматии, тектонически выраженное Центрально-Белорусским поясом, четко фиксируется высокоградиентным склоном поверхности геоида в восточном направлении от 31 до 28 м. – особое направление в медицине, предназначенное для лечения широкого спектра заболеваний.
Таким образом, рельеф поверхности геоида, с одной стороны, несет в себе информацию об особенностях тектонического строения западной части Восточно-Европейскоой платформы, что позволяет уточнить границы зон сочленения Фенноскандии, Сарматии и Волго-Уралии, а с другой стороны, характеризует степень неуравновешенности отдельных геологических структур.
С другой стороны, комплексные геолого-геофизические исследования, выполненные к настоящему времени на территории Беларуси, дают основания заключить, что земная кора Беларуси в тектоническом отношении представляет собой систему крупных блоков, разделенных сквозькоровыми глубинными разломами (см. рис.6). Пространственное расположение блоков различной геофизической типизации интерпретируется как свидетельство сложной картины тектонофизических процессов, протекавших в геологической истории формирования литосферы Беларуси.
Неоднородность земной коры Беларуси по типам ее глубинного строения, а тем самым и по плотностной характеристике, являясь фактором глобального процесса гравитационной дифференциации вещества с тенденцией к гидростатическому равновесию, оказывает ведущее влияние на тектоническую перестройку. В связи с этим обратимся к теории изостазии, согласно которой отдельные блоки литосферы находятся в состоянии равновесия, как бы плавая на подстилающих значительно более вязких массах согласно законам гидростатики. По различным оценкам глубина изостатической компенсации (поверхности равного давления) Hik в среднем около 80-
100 км
, хотя имеются и предположения о том, что такой поверхностью может быть граница Мохо (HM). Имея это в виду, для литосферы Беларуси определим глубину залегания поверхности изостатической компенсации Hik на отрезке [РHM, HS=100км] из условия: Hik равна той первой глубине Hj из последовательности {HM < H1< H2<…<HS}, для которой дисперсия значений давлений по геофизическим блокам будет удовлетворять неравенству
, (1)
где
(2)
– давление Q-го блока на поверхности компенсации, расположенной на глубине Нj Î[HМ, 100 км]; g(Q) – ускорение силы тяжести для блока Q; r(Q,z) – переменная по вертикали (z) плотность вещества Q-го блока;
В нижеследующей таблице по основным геофизическим блокам приведены плотностные разрезы земной коры и надастеносферной верхней мантии, полученные на основании комплексного анализа материалов глубинных сейсмических зондирований и гравитационного моделирования, и даны расчеты по формуле (2) давлений блоков на разных уровнях глубинности
Расчет давлений блоков литосферы Беларуси на предполагаемых уровнях изостатической компенсации
↑ Названия блоков земной коры и тип (см. рис.6) |
Мощности слоев (в км)/ /плотности (10-3кг/м3) | Мощность коры (в км)/ /плотность подкорового вещества (в 10-3кг/м3) | Давление коры 10-6 Па | Глубина компенсации 60 км | ||||
| Осадоч- ный | Верхний | Средний | Нижний | дополнит. мощность/ /плотность | давление 10-6Па | |||
↑ Вильнюсский –А |
0,1/2,30 | 13/2,77 | 15/2,86 | 27/3,06 | 55/3,45 | 1585 | 5/3,45 | 1754 |
↑ Витебский – А |
2,5/2,35 | 7,5/2,78 | 14/2,87 | 28/3,07 | 52/3,45 | 1498 | 8/3,45 | 1769 |
↑ Бобруйский –АВ |
0,5/2,30 | 15/2,78 | 15/2,85 | 20/3,02 | 50/3,44 | 1431 | 10/3,45 | 1769 |
↑ Столинский – ВС |
0,5/2,30 | 12/2,75 | 16/2,81 | 20/3,03 | 48/3,40 | 1369 | 12/3,40 | 1769 |
↑ Гомельский –ВС |
3,0/2,44 | 12/2,90 | 15/2,84 | 21/3,03 | 51/3,41 | 1469 | 9/3,41 | 1754 |
↑ Лепельский –С |
0,5/2,30 | 13/2,78 | 17/2,75 | 20/3,02 | 50/3,40 | 1422 | 10/3,40 | 1755 |
| Минский –СD | 0,3/2,30 | 15/2,81 | 16/2,83 | 14/3,00 | 46/3,42 | 1275 | 14/3,42 | 1744 |
↑ Мазовецкий – СD |
0,3/2,30 | 15/2,79 | 16/2,84 | 17/3,02 | 48/3,40 | 1365 | 12/3,40 | 1765 |
| Мозырский – F | 4,0/2,44 | 2/2,75 9/2,82 | 18/2,81 | 12/3,00 | 45/3,33 52/3,42 | 1475 | 8/3,42 | 1743 |
| Брестский – F | 1,0/2,35 | 14/2,70 | 15/2,83 | 15/3,04 | 45/3,36 54/3,42 | 1553 | 6/3,42 | 1754 |
| Обобщенный разлом-блок | 0,5/2,30 | 14/2,77 | 15/2,81 | 17/2,96 | 46/3,39 | 1298 | 14/3,39 | 1763 |
↑ Дисперсия давлений |
94 | 9 | ||||||
Для отыскания Hik по этим данным по формуле (1) были вычислены значения дисперсий Dp последовательно для Нj=НМ, 60, 65, 70, 80,100 км. Сравнение их с e0 показало, прежде всего, что давления блоков земной коры на поверхности Мохо существенно превышают уровень e0. Это значит, что на территории Беларуси подошва земной коры не может быть поверхностью изостатичесокй компенсации, что теоретически было убедительно доказано С.С.Красовским.
Для всех остальных расчетных глубин, начиная с 60 км, значения дисперсий удовлетворяют условия (1). Следовательно, глубина залегания плоскости изостатической компенсации Hik для литосферы Беларуси равно 60 км. То есть, в настоящее время верхняя часть литосферы Беларуси мощностью 60 км находится в изостатическом состоянии. Обратим внимание на то обстоятельство, что на этой же глубине по данным ГСЗ на профиле EUROBRIDGE¢ 96 обнаружена субгоризонтальная сейсмическая граница. На рис.17 представлена модель изостатического состояния литосферы. На рисунке: 1 – названия: тектонических структур (БПГП – Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс, ЦБЗ – Центрально-Белорусская шовная зона, ОМВП – Осницко-Микашевичский вулканоплутонический пояс), геофизических блоков (Вл –Вильнюсский, Мн – Минский, Бб –Бобруйский, Мо – Мозырский), слоев земной коры (ВК – верхняя кора, СК – средняя кора, НК – нижняя кора), АС – астеносфера; 2 – граница Мохоровичича (подошва земной коры); 3 – сейсмическая граница в верхней мантии; 4 – сейсмические границы в земной коре; 5 – зона отражения в верхней мантии с высоким градиентом сейсмической скорости; 6 – поверхность изостатической компенсации; 7– точка пересечения профилей глубинного сейсмического зондирования EUROBRIDGE’96 и EUROBRIDGE’97.
Анализируя таблицу и характер распределения блоков различного состава, легко заметить, что давление блоков на поверхность компенсации в большей мере зависит от мощности и плотности нижнего слоя коры. К утолщенной литосфере в значительно большей степени тяготеют блоки, имеющие интегральный основной или основной-средний состав. Эти же блоки генетически типизируются соответственно типами A и AB. Значительно меньше влияние на величину давления оказывают изменения плотности и мощности средней и верхней коры.
Однако для некоторых блоков указанные закономерности нарушаются. Это прежде всего имеет место для блоков в южной части Беларуси – Гомельского, Мозырского, Брестского, – которые находятся в пределах Припятско-Брестского субширотного линеамента. Брестский и Мозырский блоки имеют относительно малую мощность земной коры и ее нижней части, если таковую рассматривать только до поверхности коро-мантийной смеси. Поверхность коро-мантийной смеси не является границей между земной корой и верхней мантией, ее следует рассматривать как внутрикоровую, хотя она, вероятно, в силу специфики своего формирования, обладает сейсмическими свойствами вещества самых верхов верхней мантии, расположенного непосредственно под поверхностью Мохо. Это позволяет предполагать утяжеление блоков, имеющих коро-мантийную смесь, и соответствующее увеличение давления на поверхность компенсации. Гомельский блок имеет аномальное уплотнение всего разреза земной коры, что объясняется интенсивным внедрением основных пород из мантии в верхнюю часть коры. Все это свидетельствует об индивидуальности и локализованном характере тектонофизических процессов, происходивших в Припятско-Брестском линеаменте на стадии активизации и рифтогенеза.
По данным ГСЗ и гравитационного моделирования на территории Беларуси ниже плоскости Hik =60 км до глубин 90-100 км, соответствующих верхним отметкам кровли астеносферы, плотность вещества литосферы закономерно увеличивается с глубиной, не изменяясь по латерали. Тем самым, слой литосферы мощностью 30-40 км, заключенный между этими плоскостями, создает одинаковое давление на нижележащие слои на всей территории Беларуси. Ниже этого слоя, т.е. ниже плоскости H=90-100 км, плотностной режим вещества неоднороден за счет изменчивости мощности литосферы (см. рис.17). Так, мощность литосферы на территории Беларуси с наибольшим градиентом уменьшается в юго-восточном направлении от 190-200 км под Белорусской антеклизой, до 90-100 км под Припятским прогибом. На широте г. Минска она имеет региональную тенденцию к уменьшению в восточном направлении примерно от200 км до 140-150 км. Соответственно увеличивается мощность астеносферы примерно на ту же величину 50-
60 км. Региональное гравитационное поле в этом направлении уменьшается примерно на 35-45 мГал. Полагая, что этот эффект обусловлен изменением мощностей литосферы и астеносферы, вещество этих геосфер вдоль срезов на глубинах ниже 90-100 км (см. рис.2) должно различаться по плотности на 0,01×103-0,02×103кг/м3. Это может создать между западной и восточной частями территории Беларуси избыточное давление литосферного блока на подстилающий его астеносферный слой в среднем rgH=0,015×103×9,8×55×103=8,1×106Па, соизмеримое с пределом прочности пород на разрыв. Следовательно, слой верхней мантии ниже горизонта 90-100 км не подчиняется изостатической концепции Пратта-Эри. Поскольку же в настоящее время система «литосфера-астеносфера», тем не менее, находится в равновесном состоянии, то это избыточное давление компенсируется за счет внутренних упруго-вязких напряжений астеносферы (т.е. литосфера может быть уподоблена неравновесному телу, лежащему на надувном матраце). По-видимому, в геологическом времени эта система неустойчива: привнос в астеносферу горячего глубинного вещества приводит к растрескиванию вышележащей хрупкой литосферы, к внедрению в ее верхние горизонты магматических расплавов и флюидов, в конечном итоге, увеличивающих вес и мощность литосферы, что в особенности хорошо иллюстрируется распределением плотности по разрезу в Гомельском блоке.
Таким образом, в формировании тектоносферы Беларуси главными процессами являются: процесс изостазии, проистекающий в верхней части литосферы и подчиняющийся законам классической теории Пратта-Эри, и мантийно-астеносферный процесс, обусловленный внедрением в астеносферу глубинного мантийного вещества. Первый из них направлен вниз, а второй – вверх. Иначе говоря, тектонические процессы, происходившие в регионе, связаны с динамикой как на уровне выше поверхности компенсации, так и с более глубинными процессами, происходившими в астеносферном слое.
Сравнение мощности литосферы и астеносферы с платформенными тектоническими элементами показывает их хорошее совпадение. Крупные положительные структуры (Украинский щит, Белорусская антеклиза) имеют мощную литосферу и тонкую астеносферу. Наоборот, к основным отрицательным структурам приурочена тонкая литосфера и утолщенная астеносфера. Это свидетельствует о том, что современные мощности литосферы и астеносферы формировались главным образом в течение довольно длительного платформенного этапа развития Восточно-Европейской платформы, носило региональный характер, и связано главным образом с глубинно-астеносферными процессами. Изостатические же процессы, как это показано выше, характерны для более локальных структур.
Важнейшим вопросом теории изостазии является вопрос о нагрузке, способной нарушить сцепление вещества соседних блоков и обеспечить их вертикальное перемещение. В связи с этим рассмотрим геомеханическую систему «разлом-блок», полагая, что блоки перемещаются относительно друг друга по разделяющим их разломам под действием касательных напряжений, создающих сдвиг. Из таблицы видно, что в пределах земной коры между разломом и блоком существует избыточное давление, равное в среднем 1438-1298=140×106Па. Это значение и примем за действующее вдоль разлома касательное напряжение tp. Сопоставим это значение с пределом прочности горных пород на сдвиг. Как известно, вещество разломов (особенно возникших в результате растяжения) по своим физическим свойствам существенно отлично от пород смежных с ними блоков: оно менее плотное, более рыхлое, обладает высокой проницаемостью и пористостью, хорошей фильтрационной способностью, водонасыщенностью. Лабораторные исследования показывают, что для горных пород с такими свойствами характерно относительно пониженное сопротивление на сдвиг, а прочность на разрыв уменьшается в несколько раз. Поскольку предел прочности горных пород на разрыв оценивается величиной 105-106Па (107-108 дин/см2), то, учитывая состояние вещества разлома, в качестве предела прочности на сдвиг для разлома примем значение 5×104-5×105Па. Сопоставляя это значение с величиной избыточных касательных напряжений на границе «разлом-блок», равной 140×106Па, заключаем, что существующее различие в весе разлома и блока вполне обеспечивает нарушение сцепления вещества разлома и блока. Эти расчеты подтверждаются данными повторных нивелировок, выполненных на территории Беларуси, свидетельствующих о современных вертикальных перемещениях блоков по разломам.
На границе изостатической компенсации, т.е. уже на глубинах 60 км, дальнейшее вертикальное опускание тяжелых блоков в мантию практически прекращается. И, следовательно, разломы, разделяющие блоки различной типизации земной коры, на этих глубинах залечиваются, образуя в настоящее время с блоками единое целое ниже поверхности компенсации.
НАПИСАТЬ КОММЕНТАРИЙ