Документ взят из кэша поисковой машины. Адрес оригинального документа : http://dynamo.geol.msu.ru/personal/vsz/autoref/vzautoref.html
Дата изменения: Fri Feb 21 12:09:25 2014
Дата индексирования: Thu Feb 27 22:04:27 2014
Кодировка: Windows-1251
Автореф. канд. дисс. Захарова В.С.

English

В.С.Захаров
ДИНАМИКА РЕОЛОГИЧЕСКИ РАССЛОЕННОЙ ЛИТОСФЕРЫ ПРИ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОЛЛИЗИИ
 Содержание данной страницы является электронной версией
автореферата диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук
(Специальность 04.00.22 - физика твердой Земли).
При использовании материалов ссылка на авореферат обязательна.

СОДЕРЖАНИЕ

Содержание

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. При рассмотрении региональных процессов "классическая" тектоника плит сталкивается с целым рядом существенных трудностей. К ним, в частности, относится проблема описания внутриплитных и межплитных деформаций в зонах столкновения континентальных плит.

Для преодоления указанных трудностей необходимо перейти от представлений о литосферных плитах как об однородных жестких пластинах к рассмотрению структуры, обладающей значительными неоднородностями. Современные экспериментальные данные позволяет построить картину реологически расслоенной литосферы для различных геодинамических обстановок. На основании этого становится возможным конкретизировать, обосновать и формализовать качественные представления о неоднородности и тектонической расслоенности литосферы.

Для получения количественного описания геологических процессов используются аналитические и лабораторные (физические) модели. Активно применяемое в последнее время численное имитационное моделирование является существенным дополнением к упомянутым методам.

Цель работы - построение количественной модели механических и тепловых процессов, происходящих при коллизии в литосфере, имеющей приближенно трехслойное строение (жесткая верхняя, пластическая нижняя кора, жесткая мантийная литосфера).

Это предполагает решение следующих задач: 1) получение основных уравнений, описывающих коллизионную динамику для различных случаев (локальная изостазия, региональная изостазия, денудация и осадконакопление); 2) построение алгоритмов и схем их численного решения; 3) расчет модельных коллизионных орогенов; 4) определение особенностей строения и развития коллизионной зоны (размеры, форма, их динамика); 5) выявление факторов и параметров (скорость относительного движения, реология слоев, интенсивность эрозионных процессов), влияющих на эти особенности.

Научная новизна. Впервые построена модель динамики коры в зоне коллизии, учитывающая упругие свойства подкоровой литосферы, а также влияние денудации и осадконакопления. Влияние упругих свойств подкоровой литосферы приводит к появлению прогибов значительных размеров в краевых областях орогена. Воздействие эрозии приводит к образованию краевых осадочных бассейнов и перераспределению нагрузки. Возникающий градиент давления вызывает взаимные реологические перехо-ды вещества верхней и нижней коры и способствует более интенсивному перемешиванию материала коры, а также сохранению "корней" орогена в постколлизионную стадию. Впервые подробно рассмотрено поле скоростей и напряжений в модельном коллизионном орогене. Более подробно исследован тепловой режим коллизионной области.

Защищаемые положения:

1. Моделирование динамики литосферы в зоне коллизии показывает, что реологическая расслоенность является предпосылкой тектонической расслоенности. Вязкие течения в нижней коре играют главную роль в передаче движущих сил внутриплитных деформаций на значительные расстояния.

2. Через 20 млн. лет (что соответствует реальным временам коллизии) характерными особенностями коллизионной области являются: значительное (до 2-х раз) увеличение мощности коры; асимметрия склонов коллизионного поднятия; горизонтальные размеры орогена - сотни километров; высота поднятий до 8 км.

3. Поле скоростей в нижней коре указывает на значительное перемешивание вещества этого слоя. Поле сдвиговых напряжений свидетельствует об условиях растяжения на кровле пластичного слоя при общей обстановке сжатия.

4. Основными факторами, определяющими структуру деформаций являются: соотношение между скоростью относительного движения плит и реологией коры; характер реакции подкоровой литосферы на процессы в коре; поверхностные денудация и осадконакопление.

5. Результаты моделирования тепловых процессов при коллизии указывают на значительное (на 50 - 200оС за 20 млн. лет) увеличение температуры на подошве коры, при этом достигается температура плавления гранитов. В сочетании с действующими в нижней коре напряжениями это создает условия для гранитоидного магматизма.

Практическая ценность. Результаты, полученные в работе, позволяют лучше понять эволюцию краевых прогибов и связанных с ними осадочных бассейнов, что необходимо для оценки их нефтегазоносности. Предложенные схемы и подходы могут быть также использованы при обучении студентов-геологов.

Методика исследований основана на применении методов механики сплошных сред для построения модели коллизионной динамики. В ходе численного моделирования был проведен значительный объем вычислений на персональном компьютере по разработанным автором программам.

Апробация работы. По результатам работы опубликовано 7 статей и тезисов докладов. Отдельные результаты исследования докладывались на III Всесоюзном Симпозиуме "Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии" (Москва, 1991);на конференции молодых ученых Геологического факультета МГУ (Москва, 1993); на международной научной конференции "Геофизика и современный мир" (Москва, 1993); на научной сессии "Механизмы структурообразования в литосфере" секции "Экспериментальная тектоника и структурная геология" Междуведомственного тектонического комитета (Москва, 1994); на научном семинаре кафедры динамической геологии Геологического факультета МГУ (Москва, 1995); на ежегодной научной конференции "Ломоносовские чтения" (Москва, 1995,1996).

Благодарности. Автор выражает большую благодарность научному руководителю, Л.И.Лобковскому. Автор глубоко признателен В.Н.Вадковскому и Н.В.Короновскому за помощь, полезные советы и поддержку на всех стадиях работы. Автор благодарит А.В.Каракина за помощь в начале работы, М.Г.Ломизе, Л.И.Демину за полезные и критические обсуждения результатов. Отдельные результаты работы были получены при поддержке РФФИ (грант ? 95-05-15735).

Содержание

Глава 1. МОДЕЛЬ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОЛЛИЗИИ

В соответствии с современными представлениями геодинамический режим коллизии проявляется в случаях, когда к конвергентной границе плит с обеих сторон подходят литосферные блоки, обладающие легкой корой. Наличие легкой коры не позволяет блокам полностью погрузиться в мантию, т.е. субдуцировать. При столкновении имеют место деформации, складчатость и покровообразование. В пределах коллизионных поясов выделяют набор микроплит и блоков (возможно, коровых). Взаимодействие этих единиц обуславливает формирование конкретных геологических структур.

Для объяснения и описания наблюдаемых при коллизии утолщения коры и подъема горных областей были предложены различные механизмы: фронтальное сжатие, сокращение и коробление литосферы; частичный субгоризонтальный поддвиг одной плиты под другую, приводящий к механическому удвоению коры; латеральное внедрение жестких континентальных "штампов"; скучивание и расслоение коры. Предложенные схемы, обладая рядом несомненных достоинств, не могут объяснить некоторых существенных особенностей строения и развития коллизионных поясов. К таким особенностям относятся: увеличение мощности континентальной коры за счет ее нижнего слоя, повышенный геотермический градиент, постколлизионный гранитоидный магматизм, меньшая скорость сближения континентальных блоков по сравнению со скоростью конвергенции несущих их литосферных плит, отсутствие средне- и глубокофокусных землетрясений в большей части Альпийско-Гималайского коллизионного пояса и т.д.

В настоящее время появился ряд работ, в которых континентальная литосфера рассматривается как пластичная (вязкая) сплошная среда, деформируемая внешними силами. Можно выделить несколько типов схем коллизионных деформаций: (1) литосфера - тонкий слой, деформируемый сбоку; (2) кора и мантия отслоены друг от друга и деформируются различным образом; (3) кора и мантия отслоены, мантийная литосфера субдуцирует. Схемы последних двух типов возникают, если принимать во внимание существование корового астенослоя (области с низкой эффективной вязкостью).

В геодинамике в качестве реологической характеристики литосферы часто используется "обобщенная прочность". В области хрупкого разрушения эта характеристика совпадает с определением прочности, принятым в механике, для пластичного течения соответствует пределу ползучести. В условиях нелинейно-вязкого течения вводится понятие "криповой прочности" - уровень девиаторных напряжений, при котором достигается некоторая заданная скорость деформации среды. Экспериментальный закон крипового течения для большинства пород коры имеет вид [Kirby, 1983]

= A sn exp(-Q/RT),                              (1)

где      - скорость деформации; s = s1-s3;
T - абсолютная температура; R - газовая постоянная;
A,n,Q - материальные константы. В настоящее время принято распределение обобщенной прочности литосферы с глубиной, приведенное на рисунке 1. На профиле можно выделить области, соответствующие максимуму прочности, подверженные хрупкому разрушению: почти вся верхняя кора, небольшая часть нижней коры и подкоровая мантия. Области максимумов разделены

Рис.1. Модельные профили обобщенной прочности континентальной литосферы для различных тепловых режимов. 1 - кривая прочности, 2 - геотерма для режима с тепловым потоком 45 мВт/м2, 3 - кривая прочности, 4 - геотерма для режима с тепловым потоком 60 мВт/м2

двумя минимумами, наиболее значимый из которых соответствует нижней коре, вещество которой проявляет нелинейно-вязкие свойства. Таким образом, можно говорить о наличии астенослоя в нижней коре.

Глубинные сейсмические исследования, а также результаты исследования электропроводности коры привели к представлениям о тонкой слоистой структуре нижней континентальной коры. Данные о распределении гипоцентров землетрясений указывают, что нижняя кора в значительной мере асейсмична. Положение верхней границы слоистой структуры, а также асейсмичного слоя в нижней коре сильно зависит от современного теплового режима. Указанные особенности распределения сейсмичности служат дополнительным независимым свидетельством реологической расслоенности коры.

На основании вышеизложенных фактов Лобковский [1988] сформулировал новую тектоническую концепцию - двухъярусную тектонику плит, которая развивает и обобщает классическую плитную тектонику. Указанная концепция позволяет построить новую схему процесса континентальной коллизии и дать геодинамическое объяснение явлениям, сопровождающим этот процесс. Континентальные орогены в ней трактуются как механический аналог аккреционных призм.

На рисунке 2 приведена схема континентальной коллизии согласно развиваемому в работе подходу. На ранних стадиях коллизии между континентальными плитами происходит резкая блокировка верхнего хрупкого слоя коры. Пластические свойства нижней коры позволяют верхней коре и подкоровой литосфере двигаться относительно независимо. Мантийная часть литосферы продолжает движение и субдукцию. Вещество нижнего слоя коры увлекается движущейся под ней литосферой к зоне субдукции. При таком затягивании пластичного материала в зазор между более жесткими массивами возникают значительные расклинивающие вертикальные силы. В результате происходит утолщение коры в области коллизии и связанное с ним воздымание территорий. Процессы изостатической подстройки в такой литосфере могут происходить на двух различных уровнях: коровом и литосферном. В процессе пластического деформирования вещества нижней коры происходит диссипативное выделение тепла, которое приводит к разогреву как самой коры, так и подстилающей мантии.

Рис.2. Схема континентальной коллизии с учетом реологической расслоенности литосферы.
а)коллизия, сопровождающаяся внутриконтинентальной субдукцией; б)субдукция

В настоящей работе исследуются эффекты, связанные с чередованием в структуре литосферы слоев, обладающих существенно различными реологическими свойствами. Литосфера включает три взаимодействующих между собой слоя: верхний жесткий слой коры (II), нижний вязкодеформируемый коровый слой (I); жесткую (упругую) подкоровую литосферу.

В данной работе рассматривается целый ряд коллизионных моделей, основанных на приведенной выше схеме. Основной (базовой) является модель M1 для региона со средним тепловым потоком и локальной изостазией. На основании модификации базовой модели исследуется, каким образом граничные условия и внутренние свойства слоев влияют на характер деформаций. Рассматриваются модели, соответствующие другим тепловым режимом (М1с, М1h), модель с "отступлением" субдуцирующей мантийной литосферы (M1b), модель с упругой подкоровой литосферой (М2, М4), модель с эрозией и осадконакоплением (М3, М4). В работе исследуются также аспекты тепловой эволюции коллизионной зоны.

 

Содержание

Глава 2. ДЕФОРМАЦИИ КОРЫ И ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ КОЛЛИЗИОННОГО ОРОГЕНА.

Рассматривается двумерная модель литосферы, ось Z направлена вертикально вверх, ось X - горизонтально. Пренебрегаем эффектами, связанными со сферичностью поверхности Земли и других границ в литосфере. Ускорение силы тяжести считаем постоянным в рассматриваемой области, g = {0,-g}.

Слои считаем бесконечными. Подкоровая литосфера пододвигается к зоне коллизии со скоростью U, в точке погружения (x=0) скорость скачкообразно изменяется до 0. Введем следующие обозначения (рис.3): толщина нижнего слоя H = H(x,t), верхнего - h = h(x,t). Положение нижней границы коры Г1, границы слоев I и II - Г2, верхней границы коры Г3 описывается соответственно функциями z1(x,t), z2(x,t) и z3(x,t), H = z2 - z1 , h = z3 - z2. Плотность коры rc, плотность подкоровой литосферы rm. При построении механической модели считаем вещество слоя I жидкостью с ньютоновской линейной реологией (вязкость h=const). Численное значение h определяется как усредненная по толщине слоя I эффективная вязкость.

Полагаем, что слой II разбит вертикальными разломами на отдельные блоки размером порядка нескольких километров, которые слабо связаны друг с другом. Каждый блок находится в состоянии равновесия. Такой "гибкий" слой допускает изгиб не сжимаясь и не растягиваясь в горизонтальном направлении, его влияние на динамику слоя I заключается только в литостатическом давлении.

В силу медленности процесса пренебрегаем инерционными членами. Число Рейнольдса пренебрежимо мало. В этом случае уравнения, описывающие течение вязкой жидкости имеют вид:

h С2 V = Сp - rcg

div V = 0.                                            (2)

Здесь С2, С, div - двумерные аналоги соответствующих операторов, p - давление,
V={Vx,Vz} - вектор скорости.

Рис.3. Основные обозначения, используемые в модели.

Принимаем, что имеет место прилипание вязкого слоя к границам Г1 и Г2. Граничные условия имеют вид:

(3)

где индексы с и m указывают на кору и мантийную литосферу, t - время.

Полагая вертикальные размеры исследуемых неоднородностей много меньшими горизонтальных, используем приближение тонкого слоя. Интегрируя (2) с учетом граничных условий, получаем уравнение, описывающее динамику мощности вязкого слоя I. В случае локальной изостазии

rcgh + rcgH + rmgz1 = const

(4)

и постоянной мощности верхнего слоя II (h=const) оно имеет вид:

,

(5)

где B = (rm-rc)rcg/12hrm . В правой части уравнения первым стоит диффузионный член, который описывает процесс выравнивания неоднородностей коры за счет перетекания вязкого вещества. Второй член в правой части (5) описывает функцию источника (типа d-функции), который обеспечивает увеличение толщины коры за счет нагнетания вязкодеформируемого материала.

В случае учета упругой реакции мантийной литосферы считаем ее однородной тонкой пластиной с соответствующими эффективными упругими характеристиками. Условие локальной изостазии в этом случае должно быть заменено на уравнение изгиба однородной упругой пластины под действием приложенной нагрузки:

,

(6)

Здесь D = EHL3 /12(1-n2) - изгибная жесткость, E - модуль Юнга, n - коэффициент Пуассона, HL - эффективная толщина упругой литосферы; w1 и w2 - отклонения от положения равновесия соответственно границ Г1 и Г2 (w1 = -Dz1, w2 = Dz2, рис.3).

Уравнение для толщины вязкого слоя H(x,t) в этом случае принимает вид

(7)

где B/= B D/(rm-rc). Решение (7) проводится совместно с (6).

Процессы денудации и осадконакопления изменяют первоначальную нагрузку на кровле нижнего пластичного слоя коры. Дополнительный градиент давления влияет на течение в коровом астенослое. Положение реологической границы в коре зависит от минералогии коры, температурного режима и давления. Будем полагать, что влияние изменений давления является главным фактором. Обозначим - скорость изменения толщины вязкого слоя коры, вызванного реологическими переходами вследствие изменения нагрузки. Такой глубинный "метаморфизм" реологического типа также влияет на градиент давления на кровле нижней коры и перераспределение горизонтальных неоднородностей в ней. Принимаем диффузионную модель эрозии и седиментации, которая выражается следующим уравнением:

,

(8)

где g - коэффициент, описывающий эрозионные свойства пород. Это уравнение заменяет использовавшееся ранее условие h=const.

В этом случае уравнение, описывающее изменение толщины нижнего вязкого слоя коры будет иметь вид

,

(9)

Уравнение (9) решается совместно с (8). Учет совместного влияния факторов, рассмотренных выше, производится аналогично и приводит к уравнению

,

(10)

Тепловая эволюция коллизионной структуры в рамках рассматриваемой модели описывается нестационарным уравнением теплопроводности с учетом движения подкоровой литосферы и прилегающих нижних слоев коры при наличии источников тепла (радиогенных и диссипативных).

Система уравнений имеет вид [Керчман, Лобковский, 1990]

(11)

здесь t - время; T = T(x,z,t) - температура; u(z) - горизонтальная скорость частиц среды; k = l/rC - температуропроводность среды, l - коэффициент теплопроводности среды, r - плотность, C - удельная теплоемкость при постоянном давлении; qb и qg - удельная теплогенерация за счет радиоактивного распада в слоях I и II коры; = ?u/z? - скорость сдвиговых деформаций; s - соответствующее сдвиговое напряжение. Индексы 0,1,2 здесь указывают на мантийную литосферу, слои I и II коры соответственно. На границах Г1 и Г2 слоев выполняется условие отсутствия скачка температур.

В рассматриваемой тепловой модели будем учитывать нелинейное реологическое поведение, описываемое формулой (1). Введем упрощение, а именно, будем считать, что вязкопластическая деформация локализована в основном в нижнем подслое пластичного слоя коры zc ? z ? z1 , (z2 ? zc) и сводится к течению сдвига. Тогда выражение для скорости u(z) в этом подслое будет иметь вид. Скорость сдвиговой деформации   связана с напряжением реологическим законом (1).

 

Содержание

Глава 3. МЕТОДИКА ЧИСЛЕННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ.

Решение уравнения (5), всех производных от него уравнений, описывающих динамику нижнего слоя коры в различных случаях, а также системы (11) для теплового режима производилось численно. Для этого применялся метод конечных разностей. В данной главе описываются методы решения, приводятся разностные схемы и краткие алгоритмы. Расчеты проводились на персональном компьютере по разработанным автором программам.

 

Содержание

Глава 4. РЕЗУЛЬТАТЫ ЧИСЛЕННОГО МОДЕЛИРОВАНИЯ КОЛЛИЗИИ.

Результаты моделирования зависят от набора управляющих параметров: h, U, h, H, rc, rm. Эти параметры полностью определяют базовую модель M1 и входят во все остальные (M2 -M4). Из комбинации этих величин получим определяющие размерностные характеристики коллизионной зоны: характерный горизонтальный размер L* = rcgHo3/hU и характерное время T* = L*/U = rcgHo3/hU2. Кроме этого, все модели, производные от M1, управляются дополнительными параметрами.

На рисунках 4 - 12 показаны положения границ Г1, Г2, Г3, рассчитанные по моделям М1 - М4. Везде на них, а также на рисунках 13 и 14 горизонтальная скорость пододвигающейся плиты направлена справа налево (смотри рис. 3). Погружение субдуцирующей плиты на рисунках не показано, поскольку ее взаимодействие с мантией выходит за рамки данной работы.

Модель М1. Результаты расчетов изменения мощности коры при коллизии для модели М1 представлены на рисунке 4. Значения параметров, используемых при расчетах: U = 3 см/год; h=8.1020 Па.с; H = 20 км, h = 20 км; rc = 2700 кг/м3, rm = 3300 кг/м3 (L* = 280 км, T* = 9.4 млн. лет). Результаты: значительное увеличение мощности коры (с 40 до 70 км) за счет утолщения нижнего вязкого слоя (с 20 до 50 км). Высота коллизионного поднятия составляет 5-6 км, его "корни" достигают 65 км. В начале процесса (t << T*) склоны практически симметричны, но при временах t ~ T* проявляется асимметрия.

Рис.4. Динамика изменения мощности коры (числа - время коллизии, млн. лет).
Посмотреть динамику

В работе исследовалось влияние параметров модели на характерные особенности деформирования коры. На рисунке 5 представлены результаты, полученные при различных значениях скорости U. Большая скорость соответствует большему объему поступающего в коллизионную зону материала нижней коры: увеличивается максимальное утолщение коры, размеры области деформации, сильнее проявляется асимметрия.

 

Рис.5. Деформации коры при различных скоростях движения плит (20 млн. лет).

 

 

На рисунке 6 приведены кривые для "холодной", "нормальной" и "теплой" коры. В модели различие тепловых режимов выражается в различных величинах мощности вязкого нижнего слоя коры и его эффективной вязкости. Параметры: "холодная" модель H = 10 км, h=1021 ПаЧ с; "теплая" модель H = 25 км, h=4Ч1020 ПаЧ с. Эти различия проявляются в форме и размерах коллизионных структур. Область распространения деформаций во фронтальной части не зависит от скорости сближения плит, а определяются реологией коры.

 

Рис.6. Мощность коры при различных тепловых режимах (20 млн. лет).
1 - "холодная" кора;
2 - "нормальная" кора;
3 - "теплая" кора..

 

 

На рисунке 7 представлены результаты моделирования с учетом отступления зоны коллизии (со скоростью 1 см/год). В модели это было учтено как движение точки, в которой скорость претерпевает скачок, в направлении движущейся плиты. Сильнее выражена асимметрия склонов, для "холодной" коры коллизионное поднятие имеет платообразную форму.

 

Рис.7. Мощность коры в модели с "отступлением' пододвигающейся плиты
(20 млн. лет).
1 - "холодная" кора;
2 - "нормальная" кора;
3 - "теплая" кора.

 

 

Модель М2. На рисунке 8 представлены положения границ для модели с упругой подкоровой литосферой (изгибная жесткость D=1023 НЧм). С обеих сторон коллизионного поднятия образуются прогибы поверхности глубиной 1 - 2 км, горизонтальные размеры которых около 100 км.

 

 

 

Рис.8. Динамика коры в модели с упругой подкоровой литосферой.

На рисунке 9 представлены результаты моделирования при различных значениях изгибной жесткости литосферы. При D=1022 НЧ м результаты схожи с результатами для модели М1 (т.е. состояние близко к локальной изостазии). При больших D отклонения от изостазии значительны: несколько увеличивается максимальная высота поднятий, прогиб нижней границы коры становится меньшим по амплитуде, но значительно большим по горизонтальным размерам. Увеличиваются и размеры краевых прогибов.

Рис.9. Особенности деформирования коры (20 млн. лет) при различных упругих свойствах подкоровой литосферы.

Модель М3. Результаты для модели М3, учитывающей денудацию и осадконакопление, приведены на рисунке 10. Средняя скорость денудации падает экспоненциально за рассматриваемое время от 0.03 до 0.015 мм/год. На краях коллизионного поднятия образуются осадочные бассейны, их размеры достигают 150-200 км через 20 млн. лет, максимальная мощность осадков составляет (в передовом бассейне) 7-8 км. Из-за перераспределения нагрузки в центральной области орогена происходит подъем вещества нижней коры выше реологической границы с выходом на дневную поверхность. Под краевыми прогибами вещество верхней коры опускается ниже реологической границы (до 30 км).

Рис.10. Динамика коры с учетом эрозии
(20 млн. лет).
1 - осадки,
2 - вещество верхней коры ниже реологической границы,
3 - вещество нижней коры выше реологической границы.

 

Перераспределение вещества вследствие эрозии и образование краевых осадочных бассейнов создает градиент давления, препятствующий постколлизионному оттоку вещества из центра на периферию. На рисунке 11 приведены результаты расчетов по моделям М1 и М3 в постколлизионную фазу (40 млн. лет). При практически одинаковом поверхностном рельефе модельный ороген с эрозией сохраняет корни, достигающие большей глубины, значительное время

 

Рис.11. Деформации коры в постколлизион-ную стадию.
1 - без эрозии;
2 - с эрозией

 

Модель М4 учитывает совокупный эффект влияния упругой реакции мантийной литосферы (D=4Ч1022 НЧ м) и эрозионных процессов (рис.12) Наличие прогибов способствует накоплению большего количества осадочного материала, чем в модели М3. В свою очередь, более интенсивное перемещение материала на поверхности вызывает большее перетекание в нижней коре и большие объемы вещества, подвергающегося "реологическому метаморфизму". Т.е. модель М4 характеризуется наибольшей степенью перемешивания материала коры в процессе коллизии

Рис.12.Динамика коры с учетом эрозии и упругой реакции мантийной литосферы (20 млн.лет).
1 - осадки,
2 - вещество верхней коры ниже реологической границы,
3 - вещество нижней коры выше реологической границы.
Посмотреть динамику

Результаты моделирования напряжений и скоростей. На рисунке 13 представлены поля сдвиговых напряжений txz и скоростей деформации в вязком нижнем слое коры. Направление сдвиговых напряжений в целом соответствует условиям относительного сдвига подкоровой литосферы и верхней коры. Однако по мере развития коллизионного орогена, в его центральной части на границе с верхней корой возникают условия, соответствующие обратному сдвигу. Это отражает тенденцию к гравитационному "растеканию" образующихся поднятий.

Рис. 13. Напряжения и скорости деформаций в нижней коре a)5 млн. лет; b)20 млн. лет.

 

На рисунке 14 представлены результаты расчетов скоростей элементов среды нижней коры. Направление скорости в основном соответствует направлению движения пододвигающейся мантийной плиты. Т.к. вещество коры не затаскивается в мантию, то в центральной области возникает вертикальный скачок скорости. Нагнетаемое вещество образует коллизионное утолщение и затекает в тыловую область по мере развития процесса. В центральной части слоя, на границе с верхней корой возникает движение в обратном направлении, связанное с гравитационным растеканием коллизионного поднятия. Во фронтальной части образуется структура типа вихревой ячейки.

 

Рис. 14. Скорости движения среды в нижней коре.
а)5 млн. лет;
б)20 млн. лет.
Посмотреть динамику

 

Результаты моделирования теплового режима. На рисунке 15 представлены расчетные геотермы, характеризующие тепловую эволюцию центральной части (в точке скачка скорости) коллизионной зоны. Параметры модели: qb=.5Ч10-6 Дж/м3, qg=2Ч10-6 Дж/м3, (rCp)o=4Ч106 Дж/м3, (rCp)1=3Ч106 Дж/м3, (rCp)2=3Ч106 Дж/м3, lo=3.5 Вт/мК, l1=2 Вт/мК, l2=2.5 Вт/мК, n = 3.4, A = 3Ч106 (ГПа.с)-n, Q = 260 кДж/моль. Характерной особенностью является максимум температуры в нижнем слое коры. Прирост за счет диссипативной теплогенерации при данном наборе параметров составляет 150-200оС. Значительно прогревается (до 100оС) верхняя часть мантийной литосферы (около 10 км). Через некоторое время (определяемое соотношением интенсивности диссипативной теплогенерации и выноса тепла) коллизионная зона выходит на практически стационарный режим, и ее температура (и, следовательно, реология) не будет существенно меняться при неизменных внешних условиях. На рисунке 15 приведена также кривая плавления влажного гранита [Перчук, 1973]. Сопоставление ее с модельными геотермами показывает, что в нашей модели на подошве коры температура достигает температуры плавления влажного гранита.

 

 

Рис. 15. Расчетные геотермы для центральной части коллизионной зоны при различном времени коллизии.

Посмотреть динамику

Исследовалось влияние параметров модели на результирующее распределение температуры в коллизионной зоне. На рисунке 16 приведены модельные геотермы, соответствующие различным скоростям относительного движения плит. Приращение температуры на подошве коры варьируется при этом от 30-40оС (1 см/год) до 220оС (8 см/год). При больших скоростях дополнительный прогрев захватывает большую область, до глубины 70 км.

Рис. 16. Расчетные геотермы для различных скоростей относительного движения плит
(20 млн. лет).

Исследовалась также зависимость теплового режима от реологии нижней коры (от параметра n, входящего в реологическое соотношение). Анализ результатов показывает, что, в пределах возможных изменений этого параметра, он не оказывает сильного влияния на распределение температур. На рисунке 17 приведены расчетные геотермы для моделей с различной мощностью Нс теплогенерирующего слоя. Величина максимального увеличения температуры слабо зависит от этого параметра. При больших мощностях Нс максимум температуры перемещается в вышележащие слои, становясь более широким.

Рис. 17. Расчетные геотермы при различных мощностях теплогенерирующего слоя Hc
(20 млн. лет).

.

 

Содержание

Глава 5. ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ МОДЕЛИРОВАНИЯ.

 Каждая модель, представленная выше, характеризуется своей структурой и особенностями деформаций коры, сохраняя при этом основные отличительные черты коллизионных орогенов.

Результаты, полученные для модели M1, дают основные особенности и параметры, характеризующие коллизионные орогены. Значительное (до 2-х раз) увеличение мощности коры в коллизионной зоне приводит к образованию коллизионных поднятий и эквивалентному прогибанию границы Мохо с образованием "корней". Характерные горизонтальные размеры образующихся поднятий - от первых сотен до 1000 км. Это соответствует горизонтальным размерам реальных коллизионных структур. Характерной особенностью большинства модельных орогенов (при t>T*) является их асимметричная форма с более крутым фронтальным склоном. Этот результат также согласуется с тем фактом, что реальные коллизионные орогены в большинстве асимметричны.

Существенное влияние оказывает скорость движения литосферных плит, приводя к различиям в размерах модельных орогенов. Значительно также влияние реологии коры: более "горячая" кора образует за счет гравитационного растекания поднятия с более симметричной формой. При моделировании тепловой истории различия в скорости приводят к различной интенсивности диссипативного тепловыделения.

В модели, учитывающей отступление пододвигающейся плиты, образующееся коллизионное поднятие приобретает форму плато со значительными горизонтальными размерами. Платообразная форма присуща некоторым природным коллизионным структурам (например, Тибет).

Анализируя поле напряжений, важно отметить наличие области с "обратным" (по отношению к сдвигу верхняя кора - мантия) сдвигом на границе с верхней корой, что связано с влиянием гравитационного растекания коллизионного поднятия, проявляющегося в "зрелых" орогенах. Такое распределение напряжений может вызвать разрушение прилегающих пород верхней мантии. В области, характеризуемой обратным направлением сдвиговых напряжений, наблюдается обратное (по отношению к движению пододвигающейся плиты) направление движения частиц среды. Распределение скоростей указывает на достаточно активное перемешивание материала нижней коры в процессе коллизии. Подъем глубинных и опускание вышележащих пород - следствие самого процесса коллизионного деформирования; перемешивание возникает при различных режимах коллизии.

Основным результатом учета упругих свойств подкоровой литосферы является формирование краевых прогибов значительных горизонтальных размеров и глубин с обеих сторон орогена. Их возникновение в настоящей модели связано именно с характером взаимодействия коры с подкоровой литосферой. В модели M2 прогибы никак не связаны с осадконакоплением и формируются помимо него. Следует отметить, что предложенный механизм не является единственным для объяснения этих структур, и может действовать наряду с другими (например, предварительным общим опусканием всей коллизионной области). В этой модели перемешивание вещества нижней коры происходит более интенсивно.

Формирование краевых осадочных бассейнов (не связанных с прогибами, описанными выше) - основной результат модели М3. Другим важным результат - образование в коре зон "реологического метаморфизма" в результате перераспределения нагрузки на дневной поверхности (вследствие эрозии). В центральных областях орогена вещество нижней коры поднимается выше реологической границы, разделяющей нижнюю и верхнюю кору, приобретая хрупкие свойства. Одновременно под краевыми бассейнами вещество верхней коры опускается ниже реологической границы, становясь эффективно вязким. Таким образом, "реологический метаморфизм" способствует еще более значительному перемешиванию материала коры, не только в нижних вязких слоях, но и взаимному проникновению вещества нижней и верхней коры. Как отмечалось выше, это может привести к выносу материала нижней коры на дневную поверхность. При этом количество вещества, претерпевающего подобные преобразования, составляет в модели заметную долю массы коллизионного орогена. К значительным результатам следует отнести также роль эрозионных процессов в поддержании существования корней орогенов в постколлизионную стадию. Предложенный механизм объясняет длительное существование корневых структур некоторых природных орогенов.

Наиболее реалистической моделью, по-видимому, следует считать модель M4, которая учитывает наибольшее количество эффектов.

Основными результатами моделирования теплового режима следует считать значительное увеличение температуры на подошве коры на 50 - 200оС. Этот источник энергии может объяснить существование глубинного метаморфизма, а также обеспечить достаточное для частичного плавления вещества нижней коры повышение температуры. Распределение напряжений на границе верхней и нижней коры способствует разрушению верхней коры в центральной области. Таким образом, создаются предпосылки для возникновения гранитоидного магматизма. Важным результатом представляется также достижение системой при определенных условиях стационарного состояния по температуре и, как следствие, по реологическим свойствам.

Верхняя часть подкоровой литосферы конвергирующей плиты к моменту погружения в мантию значительно прогревается. Разогрев подкоровой литосферы может привести к возникновению так называемой аномальной мантии, а также к потере способности к хрупкому разрушению. Это может служить объяснением того факта, что в большинстве коллизионных областей отсутствуют наклонные сейсмофокальные зоны, аналогичные зонам Беньофа.

Таким образом, в результате расчетов, основанных на описанных принципах, получены модельные орогены, подобные природным коллизионным структурам. Выявленные в настоящей работе особенности строения и развития коллизионных орогенов сходны с характеристиками природных структур.

Предложенная модель коллизии согласуется с нашим пониманием деформации мантии в океанических зонах субдукции. Следовательно, можно сделать вывод, что, в соответствии с идеями тектоники плит, субдукция (океанической литосферы в глубоководных желобах или континентальной мантийной литосферы в районах коллизии), является основным способом конвергенции литосферных плит.

Направления развития предлагаемой модели: 1)Учет более реалистичной реологии коры; 2)Построение термомеханической модели; 3)Построение трехмерной модели; 4)Учет латеральных неоднородностей.

 

Содержание

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

 Основные результаты проведенного исследования заключаются в следующем:

1. Построена двумерная модель динамики коры в зоне коллизии, основанная на представлениях о реологической расслоенности как предпосылке тектонической расслоенности. Получены уравнения, описывающие динамику мощности коры в случае локальной изостазии. Модернизация этих уравнений позволила получить системы уравнений для моделей, учитывающих упругие свойства подкоровой литосферы, а также влияние денудации и осадконакопления.

2. Построены алгоритмы и схемы численного решения уравнений для каждого случая. В результате численного моделирования получен набор типов коллизионных орогенов с различными характеристиками.

3. Моделирование показывает, что вязкие течения в нижней коре играют главную роль в передаче движущих сил внутриплитных деформаций на значительные расстояния. Получена динамика изменения мощности коры в коллизионной зоне за 20 млн. лет, что соответствует реальным временам коллизии. Характерными особенностями являются: значительное (до 2-х раз) увеличение мощности коры; асимметрия склонов коллизионного поднятия; горизонтальные размеры орогена несколько сотен километров; высота поднятий до 8 км. Поле скоростей в нижней коре указывает на значительное перемешивание вещества этого слоя. Распределение сдвиговых напряжений свидетельствует об условиях растяжения на кровле пластичного слоя при общей обстановке сжатия.

4. Установлены основные факторы, определяющие структуру деформаций: (1) Соотношение между скоростью относительного движения плит и реологией коры. (2) Характер реакции подкоровой литосферы на процессы в коре. Влияние упругих свойств подкоровой литосферы приводит к появлению прогибов значительных размеров в краевых областях орогена. (3) Поверхностные денудация и осадконакопление. Их влияние сказывается в образовании краевых осадочных бассейнов, перераспределении нагрузки и вызывает взаимные реологические переходы вещества верхней и нижней коры, способствует более интенсивному перемешиванию материала коры, а также сохранению "корней" орогена в постколлизионную стадию.

5. Построена модель тепловых процессов в коллизионной зоне, учитывающая диссипативную теплогенерацию при вязком течении в нижней коре. Разработан алгоритм и схема численного решения уравнений модели.

6. Результаты численного моделирования указывают на значительное (на 50 - 200оС за 20 млн. лет) увеличение температуры на подошве коры, при этом достигается температура плавления гранитов. В сочетании с действующими в нижней коре напряжениями это создает условия для гранитоидного магматизма.

Полученные результаты дают возможность утверждать, что предлагаемый подход представляет собой достаточно адекватное описание особенностей строения и развития коллизионных орогенов.

Содержание

Работы, опубликованные по теме диссертации:

1. Лобковский Л.И., Каракин А.В., Захаров В.С. Модель горообразования в рамках концепции двухъярусной тектоники плит. -Геология и геофизика, 1991, ? 7, с. 3-8.

2. Захаров В.С., Лобковский Л.И. Модель горообразования в двухъярусной тектонике плит. - Механизмы структурообразования в литосфере и сейсмичность. Тез. докл. III Всесоюзного Симпозиума "Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии", М., 1991.

3. Захаров В.С., Лобковский Л.И. Термомеханическая модель процессов в земной коре в районах коллизии континентальных плит. -Сборн. рефератов докл. международн. научн. конференц. "Геофизика и современный мир", М.,1993.

4. Захаров В.С. Развитие модели двухслойной коры при континентальной коллизии. Ежегодная научная конференция "Ломоносовские чтения" (тезисы докладов), М., МГУ, 1995, с.21.

5. Zakharov V.S. Model of the Earth crust under continental collission. TERRA abstracts. Abstract supplement ? 1 to TERRA nova, 1995, vol. 7, p.116, Blackwell Scientific Publication, Oxford.

6. Захаров В.С. Напряженное состояние и тепловой режим в зонах коллизии. Ежегодная научная конференция "Ломоносовские чтения" 23-29 апреля 1996г., (тезисы докладов). М., МГУ, 1996, с.40.

7. Демина Л.И., Захаров В.С., Короновский Н.В., Симонов Д.А. Петролого-тектоническая модель коллизионного магматизма. Тезисы международной конференции 'Закономерности эволюции земной коры'. С.-Пб., 1996.

У В.С.Захаров. ДИНАМИКА РЕОЛОГИЧЕСКИ РАССЛОЕННОЙ ЛИТОСФЕРЫ ПРИ КОНТИНЕНТАЛЬНОЙ КОЛЛИЗИИ. М.,1996

 Содержание

Работа выполнена на кафедре динамической геологии Геологического факультета
Московского Государственного Университета им.М.В.Ломоносова.

Научный руководитель: доктор физико-математических наук Л.И.Лобковский .
Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук В.П.Трубицын , доктор геолого-минералогических наук Ю.К.Щукин.
Ведущая организация Геофизический центр РАН

Защита состоялась ' 18 ' декабря 1996 г. в 14 часов на заседании Диссертационного совета при Объединенном Институте физике Земли им.О.Ю.Шмидта Российской Академии Наук по адресу 123810, ГСП, Москва, Б.Грузинская ул., 10.
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИФЗ РАН
Ученый секретарь диссертационного совета доктор физико-математических наук В.А.Дубровский

Начало
Page design: ©В.С.Захаров E-mail: vszakharov@yandex.ru Лицевая страничка Кафедральная страничка Факультетская страничка