dobrecov_n_l_kirdyashkin_a_g_kirdyashkin_a_a_glubinnaya_geod
.pdfГеодинамические nроцессы в литосфере и астеносфере
поверхность разделительного надвига и границу |
микроразрывов и микроскольжений в объеме на |
зон хрупкой и пластичной деформаций [S. Ivanov, |
многочисленных контактах между блоками |
К. Ivanov, 1993].
Реальная картина может быть еще сложнее.
На рис. 6.28 и 6.29 сопоставлены реальная струк
тура зоны растяжения Бассейнов и Хребтов в шта те Аризона, полученная по сейсмическим и гео логическим данным [Кruger, Johnson, 1994], и
результат экспериментального моделирования
[Воurnе et al., 1998; England, Molnar, 1997].
В первом подходе реализуется описание
литосферы как тонкой упругой пластины, нахо
дящейся в плоском напряженном состоянии, ос ложненной произвольно распределенной сетью разломов. В зависимости от модели на поверх
ностях активных разломов задаются динамичес
растяжения в многослойной среде - вверху хруп
кой, внизу пластичной [Brun et al., 1994]. Харак
терно сочетание главного разделительного над
вига и листрических разломов в верхней хруп
кой коре, из которых один может стать главным,
собирательным (LAF - Listric Accommodation Fault, см. рис. 6.29).
В этой модели в отличие от упрощенных моделей, рассмотренных выше, возникает купо
лообразное поднятие нижней пластической коры
в верхнюю, которое затем "замерзает" и фикси рется как гранитогнейсовый купол или метамор
фическое ядро кордильерского типа. Даже про
стого "размягчения" (снижения вязкости) грани
тогнейсовой нижней или промежуточной коры
достаточно, чтобы создать метаморфический ку пол. Если же происходит концентрация гранит
ного легкого расплава в куполе, то совместное
влияние плавучести и снижения вязкости даст
кие условия растяжения, сдвига или сжатия. Так,
в модели Г. Пельзера и Ф. Саусьера оценки ско
ростей относительных смещений по разломам (О-
1 мм/год для растяжения в Байкальском рифте,
отсутствие относительных движений на Хубсу
гуле и 1-2 мм/год для трансформных сдвигов)
отражают, по-видимому, только упругую состав
ляющую деформации и не соответствуют изме
ренным движениям по данным GPS [Peltzer, Saucier, 1996]. П. Инглэнд и П. Молнар рассмот рели упругую деформацию области, включающей всю Центральную Азию, чтобы изучить влияние Индо-Азиатской коллизии на латеральную "эк
струзию" Южного Китая [England, Molnar, 1997].
Основная идея этой модели (в продолжение ре зультатов работ В.В. Кострова [1974]) состоит в восстановлении поля скоростей внутри объема с
использованием деформации скольжения на по
верхностях множества внутриплитных разломов.
наибольший эффект [Lister, Baldwin, 1993].
Переход от упрощенных к более сложным
моделям формирования и развития рифтовых бас
сейнов требует совершенствования подходов к геодинамическому описанию литосферных дефор маций. В ряде работ в области внутриконтинен
тальпых цроцессов возникла дилемма во взгляде
на природу деформации и соответственно на ме тоды ее описания. Одна из точек зрения состоит в том, что вся деформация локализована в узких зо
нах разломов и происходит путем дискретных во
времени событий. Пространство между зонами
локализации деформаций занимают жесткие бло
КИ, движущиеся как единое целое, внутри кото
рых деформации пренебрежимо малы [Peltzer, Saucier, 1996]. Другой подход заключается в опи сании литосферы как сверхвязкой среды с непре рывно распределенной, неоднородной деформаци ей. В этом случае поверхностная хрупкая дефор
мация отражает пластическую в нижней коре и
мантии и происходит путем проявления множества
Вся область разбивается на ряд элементарных
объемов, границами которых служат сейсмичес ки активные разломы. Скорость сходимости меж ду Индией и Евразией вдоль Гималаев от 18 до
25 мм/год принималась в качестве источника де формаций в Центральной Азии. Для Байкальско го рифта авторы задавали условия нормальных сбросов на сегментах рифта и Хубсугула ((2- 3) ± 1 мм/год) и левостороннего сдвига в Тункин ском грабене, как трансформного разлома меж ду ними (2 ± 1 мм/год).
Другой подход при моделировании внутри
плитных деформаций - континуальный и рас
сматривает класс хрупко-вязкопластичной реоло
гии на более длительном временном масштабе
[Melosh, Williams, 1989; Houseman, England, 1993;
Вird, 1989]. В зависимости от исследуемого вре менного масштаба в таких моделях используют ся деформируемые либо недеформируемые сет ки. В первом случае обычно рассматривается дли
тельная эволюция при изменяющейся геометрии
241
Геодинамические nроцессы в литосфере и астеносфере
Рис. 6.32. Западная часть Тихого океана. Снимки из космоса. Строение центральной и южной частей снимка показаны на рис. 6.34.
247