Изменение реологических характеристик пород континентальной литосферы с глубиной

Во многих работах (Brace and Kohlstedt, 1980; Kirby, 1983; Ord and Hobbs, 1989) предполагалась модель однородной континентальной коры (обычно кварцевой реологии), подстилаемой оливиновой верхней мантией. На деле структура континентальной коры сложнее, она включает поликристаллические агрегаты, реологию которых только начинают изучать. Имеющиеся данные для кварцита могут отражать реакцию верхней коры на нагрузку, но полевые шпаты и диориты более типичны для среднего уровня континентальной коры, а гранулитовые породы – для слоев нижней коры. Однако, информация по реологическим свойствам этих пород крайне скудна. В такой ситуации лабораторные данные по изучению реологии кварца иногда используют для описания поведения континентальной коры на всех глубинах. Так как кварц является более слабой породой, чем полевой шпат и диорит, то это предположение может вести к недооценке прочности нижней коры (Bassi and Bonnin, 1988).

Более сложная реологическая модель континентальной коры рассмотрена в работе (Ranalli and Murphy, 1987). Для докембрийских тектонических провинций там предполагается, что кора мощностью около 40 км представлена гранитно-кварцевыми породами (верхние 15 км – влажный гранит и нижние 25 км – сухой/влажный кварцит). В другом варианте литосферы докембрийских щитов (Ranalli and Murphy, 1987) верхняя кора представлена гранитно-кварцевыми породами, а нижняя - породами среднего и основного состава (от альбита до диабаза в табл. 3-6). Литосфера мезезойско-кайнозойских зон коллизии (Тибетское плато, Тянь-Шань и др.) представлена корой толщиной до 60 км с породами гранитно-кварцевого состава или же породами среднего и основного состава в пределах 30-ти км нижней коры. Модель литосферы для внутриплитовых зон растяжения континентов (провинция Хребтов и Бассейнов) и зон сдвига (Сан Андреас) предполагает 30-ти километровую кору либо гранитно-кварцевого состава, либо в своей нижней части среднего и основного состава. Несколько отличная модель континентальной литосферы предложена в работе (Ord and Hobbs, 1989). Здесь 15 км верхней коры представлены гранитно-кварцевыми породами с реологией влажного кварца и гранита, слой от 15 до 25 км – плагиоклазовыми породами (альбит и анортозит в табл.3-6) и нижний слой коры от 25 до 30 км – основными породами (диабазы и диориты в табл. 3-6).

Верхняя мантия во всех рассмотренных моделях представлена оливином, реология которого изучена достаточно хорошо. Вязко-ползучие деформации и кварца и оливина в литосферных условиях осуществляются через механизм дислокационного крипа (Brace and Kohlstedt, 1980; Kirby, 1983). Согласно (6-16), прочность в режиме вязко-ползучих деформаций (ductile deformation) не зависит от порового давления, но зависит от температуры T и скорости деформаций, dε/dt. При этом поведение пород в заметной степени определяется содержанием H₂O. В частности, значения энергий активации в формулах (6-16) могут снижаться на 20-30% для оливиновых пород, содержащих воду по сравнению с сухими породами (табл. 3-6).

Наблюдения показывают, что древняя континентальная литосфера ведет себя заметно слабее, чем это можно было бы ожидать по её термическому состоянию и большой мощности (Karter and Tsenn, 1987; Kruse and McNutt, 1988; Лобковский, 1988; Burov and Diament, 1995). Одна из причин этого в том, что доминирующим материалом коры континентальной литосферы предполагается кварц, который обладает низкими энергиями активации для начала вязко-ползучих деформаций (табл. 3-6). Неупругие деформации в нижней коре с реологией влажного кварца начинаются уже при температурах T > 250-300^оС (Burov and Diament, 1995). По этой причине в такой коре во всех случаях за исключением аномально тонкой континентальной коры (H_c < 20-25 км) будет возникать ослабленная зона, позволяющая верхней коре вести себя независимо от мантии.

Рис. 4-6. Изменение прочности (s_xx - s_zz) пород литосферы с глубиной z, вычисленное по формулам (15-2) – (15-6) для современного разреза Аслыкульской и Ахмеровой площадей для скорости деформаций dε/dt = 10^-16 1/сек и разных реологических законов (см. текст) и для скв. Магнитогорская с реологией сухого анортозита для пород нижней коры и для двух скоростей деформаций: dε/dt = 10^-16 1/сек и dε/dt = 10^-14 1/сек (Галушкин, Яковлев, 2003; Galushkin and Yakovlev, 2004).

Распределения температуры с глубиной, использованные в расчётах напряжений вязко-ползучих деформаций, показаны на рисунках жирными линиями. Вариант с реологией влажного кварца для всей кры (верхней и нижней) даёт пренебрежимые значения разности напряжений в пределах нижней коры, так что пунктирная кривая на этих глубинах на левом и среднем рисунках сливается с осью ординат.

На рис. 4-6 приведены результаты расчёта изменения прочности пород с глубиной на примере континентальной литосферы бассейнов Западного Башкортостана и Тагило-Магнитогорской зоны Южного Урала. Для расчётов мы воспользовались распределениями температур в литосфере района, полученными с применением системы моделирования бассейнов ГАЛО для Аслыкульской, Ахмеровой и Магнитогорской площадей района (см. главу 14). Примеры, приведённые на рис. 4-6, иллюстрируют влияние трёх существенных факторов (реологии пород коры, распределения температуры и величины скорости деформаций) на распределение прочности пород в литосфере.

В этом примере определение прочности пород в области хрупких деформаций проводилось с использованием закона типа (6-13), (6-14) для распределения плотностей пород стандартной континентальной литосферы с глубиной из табл. 2-5. В этом случае рост прочности пород с глубиной имеет вид:

s_xx - s_zz = 12.0×z + 20 (6-17)

- внутри осадочного слоя континентальной коры (0. £ z £ S_sed) со средней плотностью r»2600 кг/м³;

s_xx - s_zz = 12.×S_sed + 12.8×(z – S_sed) + 20. (6-18)

в пределах гранитного слоя (S_sed.£ z £ S_sed+S_gran) с плотностью r»2750 кг/м³;

s_xx - s_zz = 12.×S_sed + 12.8×(S_sed +S_gran) + 23.2×(z – S_sed - S_gran) + 20. (6-19)

в пределах “базальтового” слоя (S_sed+S_gran.£ z £ S_MOHO) со значением r»2900 kg/m³;

и, наконец,

s_xx - s_zz = 12.×S_sed+12.8×(S_sed +S_gran)+23.2×(S_MOHO–S_sed-S_gran)+26.4×(z-S_MOHO)+20. (6-20)

в мантии (z ³ S_MOHO) с плотностью r»3300 kg/m³. В формулах (6-17) – (6-20) s_xx - s_zz есть разность главных напряжений в МПа, S_sed, S_gran, S_MOHO – толщины осадочного и гранитного слоёв коры и полная мощность коры в км, соответственно, z – глубина в км и 20 МПа – предполагаемая прочность пород на поверхности (Byerlee, 1968). В приведённых формулах для хрупких деформаций предполагалось, что поровое давление в породах верхней континентальной коры близко к гидростатическому, а в породах нижней коры и мантии равно нулю (Brace and Kohlstedt, 1980; Thibaud et al., 1999).

Прочность пород при вязко-ползучих (ductile) деформациях коры и мантии определялись по степенному реологическому закону (6-16). При этом реология пород верхней континентальной коры соответствовала деформациям влажного кварца с параметрами из табл 3-6: A=0.00291 МПа^-n×сек^-1, E=151 КДж/моль и n=1.8 (Jaoul et al., 1984; Ord and Hobbs, 1989). В интервале температур от 200 до 700^oC она была близка к реологии влажного гранита из табл. 3-6 с параметрами A=0.0002 МПа^-n×сек^-1, E=137 КДж/моль и n=1.9 (Meissner and Kusznir, 1987). В расчётах рис. 4-6 предполагалось, что реология пород нижней континентальной коры соответствует реологии сухого анортозита из табл. 3-6 с параметрами: A=3.27×10^-4 MPa^-n×sec^-1, E=239 KJ/mol and n=3.2 (Ranalli and Murphy, 1987; Takeshita and Yamaji, 1990; Shelton and Tullis, 1981). При температурах T > 500^oC эта реология близка к реологии вязко-пластичного течения сухого кварца, описываемой параметрами: A=3.44×10^-6 МПа^-n×сек^-1, E=184 КДж/моль и n=2.8. И, наконец, вязко-пластичная реология континентальных пород мантии описывается законом (16-6) с параметрами из табл. 3-6, характерными для сухого дунита: A=2.88×10⁴ МПа^-n×сек^-1, E=535 КДж/моль и n=3.6 (Chopra and Paterson, 1981; Chopra and Paterson, 1984). При обсуждении данных табл. 3-6 в предыдущем разделе главы отмечалось, что эти значения параметров являются предпочтительными по сравнению с другими, приведёнными в таблице, в силу надёжного температурного контроля во время экспериментов по деформации пород.

Распределение прочности пород с глубиной на рис. 4-6 получалось тогда выбором минимальной разности напряжений из рассчитанных по формулам (6-16) – (6-20) для породы на данной глубине и заданной скорости деформаций. Расчёты для всех трёх площадей проводились для скорости деформаций dε/dt = 10^-16 1/сек, которая считается типичной для устойчивых континентальных областей (Takeshita and Yamaji, 1990). Для Магнитогорской площади для сравнения представлены вычисления и для скорости деформаций dε/dt = 10^-14 1/сек, типичной для зон океанического спрединга. Сравнение расчётов, представленных на рис. 4-6 сплошной и пунктирной линиями для Аслыкульской и Ахмеровой площадей позволяет оценить влияние реологического фактора на распределение прочности пород с глубиной. В частности, если мы принимаем реологию влажного кварца и для пород нижней коры, то мы получаем ослабленную зону (с прочностью пород близкой к нулю) в пределах всей нижней коры, причём даже в варианте сравнительно низкого температурного режима пород Аслыкульской площади. В варианте с реологией сухого анортозита для нижней коры эти зоны для Аслыкульской площади лишь намечаются в самых нижних горизонтах верхней и нижней коры. Сравнение левого и правого рисунков 4-6 демонстрирует существенную роль в формировании глубинного распределения прочности пород такого фактора как мощность осадочного покрова. Толщина покрова составляет около 6 км на Аслыкульской площади и около 14 км на Ахмеровой. Большая мощность осадочного покрова, характеризующегося относительно низкой теплопроводностью пород, имеет следствием более высокие температуры в пределах коры на Ахмеровой площади, чем на Аслыкульской и, в результате, более развитые зоны ослабления прочности пород на первой площади, чем на второй (рис. 4-6). И наконец, сравнение пунктирной и сплошной линий на правом рисунке 4-6 (Магнитогорская площадь) показывает роль скорости деформаций в глубинном распределении прочности пород. Следует отметить, что для этого варианта характерны более высокие температуры пород нижней коры и мантии, чем на двух других площадях. Поэтому зоны пониженной прочности пород в основании нижней коры и в мантии, вычисленные для стандартной скорости деформаций dε/dt = 10^-16 1/сек, здесь более развиты, чем на двух других площадях. Однако, даже при таком распределении температур увеличение скорости деформаций на два порядка (до величин, типичных для осевых зон срединно-океанических хребтов) приводит к исчезновению зоны ослабления в основании верхней коры и уменьшению размеров этой зоны в основании нижней коры и в мантии (рис. 4-6), в значит, в целом к заметному упрочнению литосферы.