геотектоника
.pdf80 км (в интервале глубин 220–300 км); под молодыми платформами – 150 км (в интервале глубин от 50 км до 200 км). Максимальная толщина астеносферы наблюдается под океанами. Литосфера и астеносфера в совокупности образуют тектоносферу (тектосферу) – основной объект изучения геотектоники.
Подстилается астеносфера мезосферой вплоть до глубины 410 км (подошвы верхней мантии). Процессы в тектоносфере тесно связаны, а часто и обусловлены процессами в глубоких геосферах планеты.
1.3. Глубокие геосферы: средняя и нижняя мантия, ядро Земли
Средняя и нижняя мантия составляют основной объем планеты. В интервале глубин от 410 км до 660–670 км выделяется переходный слой от верхней к нижней мантии (слой Голицына). На глубине 670 км предполагаетсяфазовыйпереход, обусловленныйпревращениемоливина (шпинели) и пироксена (граната) в метасиликат перовскит – (Ca,Mg) SiO3 и окисел магнезиовюстит – Mg,FeO. Скачок плотности сопровождается поглощением тепла. Допускается, что здесь же увеличивается содержание железа. Ниже 670 км вплоть до глубины 2900 км традиционно выделяется нижняя мантия. Но в последнее время предлагается выделение средней мантии до глубины 1000 км, включающей и переходную зону. Еще одна граница намечается на глубинах 1700–1900 км. Вероятно, что ниже этой границы в составе мантии присутствуют лишь окислы Ca, Mg, Fe, Si. Вблизи подошвы мантии выделяется слой мощностью 200–300 км, обозначающийся индексом D´´ (д – дубль прим). Онотличаетсярезкоменяющейсятолщинойизначительнойнеоднородностью по латерали, позволяющей предполагать его неоднородность как по вещественному составу, так и по реологическим свойствами. В основании этого слоя выделяется тонкая прерывистая область с частично расплавленного материала. Возможно, что здесь происходит обмен веществом между ядром и мантией.
Ядро Земли по реологическим свойствам делится на внешнее и внутреннее. Судя по затуханию поперечных сейсмических волн внешнее ядро находится в расплавленном состоянии. В нем происходит конвективное перемешивание, что в сочетании с вращением планеты создает ее главное магнитное поле. Состоит внешнее ядро из железа и никеля с примесью кремния, кислорода, серы и, возможно, калия и водорода.
Внутреннее ядро начинается на глубине около 5150 км, находится в твердом состоянии и состоит из железа и никеля. Его поверхность
11
неровная, а скорость вращения несколько больше, чем скорость вращения остальных геосфер. Средний радиус Земли составляет 6371 км, и средний диаметр внутреннего ядра составляет, таким образом, 2442 км.
Литература к разделу 1: [1, 6, 10]
2. МЕТОДЫ ГЕОТЕКТОНИКИ
Методы геотектоники в зависимости от конкретных целей можно разделить на три основные группы: методы изучения современных движений, методы неотектонического анализа, методы палеотектонического анализа.
2.1. Современные движения земной коры и методы их изучения (актуотектоника)
Современные тектонические движения земной коры это движения, которые могут быть измерены инструментально.
Методы изучения скоростей вертикальных и горизонтальных тектонических движений весьма разнообразны. Среди методов изучения вертикальных движений наиболее ранним, применявшимся еще в XVIII веке шведским естествоиспытателем А. Цельсием на берегах Балтийского моря, является водомерный метод. Со второй половины XIX столетия водомерные приборы (рейки и мореографы) использовались во многих портах мира. При этом выяснилось, что изменения уровня моря имеют двоякую причину. Первая из них обусловлена повсеместными (эвстатическими) изменениями уровня Мирового океана, авторая– неравномернымииразнонаправленнымивертикальнымитектоническими движениями.
Второйметод– этоповторноенивелирование, котороепервоначально связано со строительством и последующей эксплуатацией железных дорог для обеспечения безопасности движения. Обработка результатов высокоточного повторного нивелирования совместно с данными водомерных наблюдений позволила коллективу авторов под руководством Ю. А. Мещерякова составить карты скоростей современных вертикальных движений для европейской части СССР (1958, 1963) и для всей Восточной Европы (1971). Результаты картирования показали, что скорости вертикальных движений характеризуются величиной от нескольких миллиметров в год до десяти (иногда больше) миллиметров в год. Сравнение их с данными палеотектонического анализа (метод мощно-
12
стей) показывает, что эти скорости как минимум на порядок выше. Для объяснения этого парадокса допускается колебательный характер вертикальных движений.
Основным методом измерения современных горизонтальных движений до недавнего времени служили данные повторных триангуляций и трилатераций вдоль линий железных дорог. В настоящее время для этих целей применяются лазерные дальномеры. Результаты измерений скоростей горизонтальных движений показывают, что они больше, чем скорости вертикальных. Кроме того, они обычно имеют однонаправленный характер.
На современном этапе развития науки главным инструментом определения скоростей как вертикальных, так и горизонтальных дви-
жений стала космическая геодезия. Это метод лазерных отражателей,
установленных на спутниках, на Земле и Луне (SLR – Satellite Laser Ranging), метод длиннобазовой интерферометрии (VLBI – Very Long Baseline Interferometry), основанный на регистрации радиосигналов, идущихотквазаров, методы, основанныенаэффектеДоплера(DORIS – Doppler Orbitography and Radiopositioning Integrated by Sattelite). Однако наибольшее значение приобрела разработанная в США глобальная си-
стема позиционирования (GPS – Global Positioning System), включаю-
щая 24 спутника и позволяющая определить координаты точки на местности и ее высоту. С 1994 г. работает Международная служба GPS, обеспечивающая необходимую точность привязки к глобальной системе опорных точек. Главная из таких систем – ITRF (International Terristrial Reference Fram). К 2002 г. была составлена модель относительного движения литосферных плит – REVEL (Recent Velocites). Весьма точный метод появился в последнее время – это метод дифференциальной интерферометрии – DLnSAR (Differential Interferometry – Synthetic Aperture Radar).
Методы изучения современного напряженного состояния зем-
ной коры (стресс-анализ) направлены на установление полей тектонических напряжений.
Сила, действующая на единицу площади некоторого сечения тела,
называется напряжением. При одной и той же величине приложенной силы напряжения, возникающие в разнонаправленных сечениях тела, будут иметь разные значения. Общее напряжение можно разложить на две составляющие. Одна из них направлена по нормали к заданному сечению и называется нормальным напряжением, другая направлена вдоль сечения и называется касательным напряжением. Максимальное значениенормальногонапряженияфиксируетсятогда, когдауголмежду
13
сечением и направлением внешней силы равен 90°. Такое напряжение называется главным нормальным напряжением. Максимальное значе-
ние касательного напряжения наблюдается при значениях угла 45°. Оно называется главным касательным напряжением. Общее напряжение в литосфере – это сочетание равномерного всестороннего сжатия и девиаторного (избыточного) напряжения. Равномерное всестороннее сжатие ответственно за изменение объема тела. Главные девиаторные напряжения ответственны за изменение формы тела (за деформацию).
Поле напряжений – это совокупность значений тензора напряжений в некотором объеме геологического пространства. Основные направления в изучении полей тектонических напряжений в литосфере: 1) геофизический метод, основанный на решении сейсмофокального механизма, 2) определение стресс-фаций, 3) тектонофизические методы, базирующиеся на исследовании сколовых трещин, следов смещений по трещинам (борозд, зеркал скольжения), 4) определение напряженного состояния по результатам замеров деформаций в шахтных стволах и в скважинах.
Определение характера смещений в очагах землетрясений (решение сейсмофокального механизма) основано на данных регистрации землетрясения на нескольких сейсмостанциях, расположенных на различных направлениях от эпицентра. На сейсмограммах, полученных на этихстанциях, исследуютзнакпервыхвступленийпродольныхсейсмических волн. Если первое колебание направлено вверх, то первой пришла волна сжатия, а если вниз – волна растяжения. На стереограммах, помещая в центре очаг землетрясения, получают данные о расположении нодальных плоскостей, разграничивающих квадранты сжатия и растяжения. По ним может быть определено положение главных осей напряжений в очагах землетрясений.
Стресс-фации – качественная оценка величины напряжений осно-
ваны на изучении характера деформации и преодолении ею пределов упругости (переход от упругой деформации к пластической), а также пределов прочности (разрывная деформация). В зависимости от этого можно говорить об умеренных напряжениях (в первом случае) и повышенных – во втором.
Большое значение имеют методы, основанные на изучении трещиноватости горных пород. Первый из них – анализ сопряженных сколов
был предложен М. В. Гзовским. Положение оси сжатия определяется по биссектрисе острого угла между сопряженными сколами, оси растяжения – по биссектрисе тупого угла, а промежуточной оси – по линии пересечения трещин.
14
Кинематический метод предложен О. И. Гущенко. В этом методе изучаетсяориентировкаштрихов, бороздназеркалахскольжения, образующихся при сдвиговых смещениях, ориентированных вдоль вектора касательных напряжений.
Структурно-парагенетический метод основан на изучении пара-
генетическихсвязеймеждуразличнымидеформациями, образующимися в едином поле напряжений.
Изучение напряженного состояния в скважинах и горных выра-
ботках основано на использовании специальных приборов, фиксирующих параметры деформации стволов скважин и горных выработок. Другой метод использует явление гидроразрыва породы при искусственно повышающемся давлении воды, закачивающейся в скважину. В этом случае образуются трещины, ориентированные вдоль минимального сжимающего напряжения.
В результате изучения напряженного состояния земной коры в рамках Международной программы «Литосфера» группой ученых из 18 стран под руководством американского геофизика М. Л. Зобак были выявлены региональные и локальные поля напряжений. Региональные напряжения – это напряжения горизонтального сжатия, согласующиеся с направлением расхождения литосферных плит или с направлением, перпендикулярным простиранию коллизионных орогенов. Локальные поля характерны для рифтовых зон и представлены растяжением.
2.2. Неотектонические движения и методы их изучения
Неотектоникаизучаеттектоническиедвиженияпоследних30 миллионов лет (олигоцен – четвертичный период). Ее главной особенностью является тесная связь с современным рельефом суши и дна океана. В соответствии с этим главные методы изучения неотектонических движений – это морфоструктурные (структурно-геоморфологические) методы.
Орографический метод применяется в областях суши, где скорость вертикальных тектонических движений превосходит скорость денудации. Морфоструктурные методы (морфометрические и морфографические) направлены на выделение тектонической составляющей в рельефе путем различных приемов генерализации неровностей земной поверхности.
Важную информацию о новейших движениях позволяет получить изучение деформаций поверхностей выравнивания, деформаций по-
верхностей речных, озерных и морских террас.
Изучение состава и мощностей новейших отложений, особен-
ностей рельефа их подошвы позволяет выделять неотектонические структуры.
15
Батиметрический метод основан на тех же принципах, что и орографический, но применяется для морского дна. Среди методов дистанционного зондирования выделяется спутниковая альтиметрия. По ее данным в 1978 г. В США была составлена первая карта рельефа дна Мирового океана. Методика основана на связи наблюдаемых с орбиты спутника высот поверхности океанских вод с рельефом морского дна.
Морфоструктурные методы достаточно полно разработаны для характеристики вертикальных неотектонических движений и существенно меньше для изучения горизонтальных движений и образуемых ими структур. В этом отношении они могут быть дополнены данными геофизических исследований (в частности, изучением полосовых магнитных аномалий в пределах срединно-океанических хребтов для изучения скорости спрединга океанического дна).
Большое значение имеют разработки комплексной методики изучения горизонтальных (сдвиговых) неотектонических структур на основе тектонофизического анализа предложенные М. Л. Коппом (2004).
Синтезомвсехданныхоновейшихтектоническихдвиженияхявляются карты неотектоники. Первая такая карта под редакцией Н. И. Николаева и С. С. Шульца для территории СССР была опубликована в 1949 г., а в 1983 г. была издана «Неотектоническая карта мира» под редакцией Н. И. Николаева.
2.3. Методы изучения тектонических движений и деформаций геологического прошлого (палеотектонический анализ)
Анализ фаций может применяться, с одной стороны, для значительных площадей и относительно узких стратиграфических интервалов, а с другой – для изучения смены фациальных обстановок в разрезе (во времени) для конкретного района. При этом под фациями (литофациями) подразумевают определенные типы осадочных пород, которые сформировались в определенных физико-географических условиях. В палеотектоническом анализе анализ фаций обычно совмещается с анализом мощностей. Результаты фациального анализа находят свое отображение на фациальных (литолого-фациальных) картах и разрезах. Они позволяют составить палеотектонические карты, на которых выделяются области с различными амплитудами вертикальных движений (положительные и отрицательные структуры), а по смещению фаций и мощностей по латерали – результаты горизонтальных тектонических движений, в частности, амплитуд по сдвигам.
16
Палинспастические реконструкции используются для изучения тектоники сложноскладчатых и надвиговых регионов, которые представляют нагромождение смятых в складки, надвинутых друг на друга тектонических пластин. Для восстановления первичного расположения осадков необходимо составление палинспастических карт. Принцип их построения состоит в раздвижении надвиговых пластин в обратном направлении, т. е. перпендикулярно простиранию надвигов, в распрямлении складок в пределах пластин. Дополнением к этим построениям могут служить палинспастические профили.
Анализ цикличности осадконакопления направлен на изучение характера вертикальных тектонических движений во времени. Под цикличностью (ритмичностью) осадконакопления понимают определеннуюзакономернуюповторяемостьпоследовательностипородвразрезе. Отдельные пачки пород, обнаруживающих такую последовательность, называются циклотемами (циклитами). Они обычно разделяются следами перерывов, размывов подстилающих пород. Мощность циклитов и продолжительность их формирования могут быть различными, равно как и причины, их создающие. Короткопериодическая цикличность в ленточной слоистости озерных глин покровно-ледниковой формации отвечает смене сезонов года, следующие 2–3 порядка цикличности с периодичностьювдесяткиисотнилетсвязанысклиматическимиизменениями, цикличность, обусловленная астрономическими причинами, имеет продолжительность от первых десятков до сотен тысяч лет (циклы М. Миланковича). Трансгрессивно-регрессивные циклы в разрезах шельфовых осадков, а также террасовые ряды речных долин на континентах отражают в основном эвстатические колебания уровня Мирового океана. Наиболее продолжительные циклы в десятки и сотни миллионов лет увязываются с собственно тектонической цикличностью, проявленной в развитии подвижных поясов.
Анализмощностейосадочныхобразованийпроводитсянаоснове составления карт изопахит (равных мощностей) и позволяет в определенной степени дать количественную оценку вертикальных тектонических движений в эпиконтинентальных морях и на шельфе материковых окраин, где мощность осадков является функцией величины прогибания дна бассейна. При анализе мощностей необходимо учитывать вторичные их изменения, связанные с уплотнением осадков, под влиянием литостатического давления, течением материала при складкообразовании, последующим размывом отложений.
Объемный метод изучения вертикальных тектонических движений разработан А. Б. Роновым (1949) в дополнение к анализу фаций и
17
мощностей. Метод предусматривает подсчет суммарных объемов отложений с учетом их фациального состава по картам мощностей. Вычисление различных коэффициентов, позволяющих в конечном итоге получить величину средней скорости погружения или поднятия и устранить при этом влияние неравенства продолжительности различных геохронологических подразделений.
Анализ формаций позволяет определить тектонический режим в развитии той или иной территории. Формация (геоформация) – это закономерное и устойчивое сочетание (парагенез) определенных генетических типов горных пород, связанных общностью (близостью) условий образования и возникающих на определенных стадиях развития основных структурных элементов земной коры. Сочетание осадочных и вулканогенных, вулканогенных и плутонических пород называют литологическими ассоциациями. В составе формаций могут выделяться субформации, или градации. Формации, характерные для крупныхгеоструктурныхзон, образуютпо разрезу вертикальныеформационные ряды, отвечающие последовательным стадиям их развития. Формационный ряд для подвижных поясов впервые был описан в конце девятнадцатого столетия французским геологом М. Бертраном, что позволило ему для разновозрастных орогенов выделить текто-
нические циклы (циклы Бертрана): гуронский (протерозой), каледонский (ранний палеозой), герцинский (поздний палеозой), альпийский
(мезокайнозой). Кроме вертикальных рядов выделяются латеральные формационные ряды, отражающие смену одновозрастных геоструктурных зон на той или иной площади. Карты формаций отдельных геохронологических интервалов используются для построения палеотектонических карт.
С развитием идей мобилизма использование формаций в палеотектоническом анализе стало вытесняться использованием близких, но не тождественных понятий – литодинамических, или литогеодинамиче-
ских, а также структурно-вещественных комплексов. Отличительной особенностью этих понятий является акцент на реконструкцию геодинамических обстановок формирования структурных зон и главных структурных элементов земной коры.
Анализ перерывов и несогласий используется при изучении фаз усиления движений, деформаций и перестроек структурного плана. Среди несогласий выделяются: параллельные (стратиграфические), краевые, географические (картографические), угловые, азимутальные, общие структурные, тектонические. Различные виды несогласий отражают различные типы тектонических движений и их сочетаний.
18
Параллельные несогласия представляют результат колебательных вертикальных движений или эвстатических изменений уровня Мирового океана. В этом случае слои, залегающие выше поверхности несогласия, параллельны слоям, залегающим ниже этой поверхности. Параллельные несогласия бывают ложными, если перерыв в осадконакоплении связан с подводным размывом или неотложением осадков. Одной из разновидностей параллельного несогласия является парал-
лельное (ингрессивное) прилегание, или эрозионное несогласие. Оно ха-
рактеризуется неровной поверхностью с эрозионными понижениями, заполненными послеперерывными осадками. Другой разновидностью параллельного несогласия является плащеобразное облекание, при котором слои послеперерывных осадков обладают первичным наклоном, согласующимся с неровностями эрозионного рельефа.
Краевые несогласия возникают на границах зон региональных поднятий и погружений и являются следствием наложения эвстатических колебаний на вертикальные нисходящие (волновые) движения, нарастающие к центру бассейна. Проявляются они в выклинивании слоев к краю бассейна с налеганием более молодых отложений с перерывом и меньшим наклоном на более древние породы. Выделяются три разновидностикраевыхнесогласий: трансгрессивноеперекрытие, трансгрессивное и несогласное прилегание, регрессивное прилегание.
Трансгрессивное перекрытие выражено перекрытием к краю бассейна трансгрессивными слоями все более древних отложений. При этом поверхность несогласия последовательно срезает абрадированные пласты.
Трансгрессивное и несогласное прилегание образуется вблизи цен-
тральной части бассейна, когда отсутствует срезание склонов по краям бассейна.
Регрессивное прилегание выражено последовательным отступанием береговых линий более молодых морей к центру бассейна.
Географические и азимутальные несогласия отражают изменение плана расположения различных структурных элементов. Географические несогласия становятся заметными при анализе больших территорий на мелкомасштабных картах. Азимутальное несогласие отражается в различных элементах залегания слоев, разделенных поверхностью несогласия.
Угловые несогласия фиксируют складкообразование, или рифтогенез. Угловые несогласия разделяются на региональные и местные. Региональные несогласия характерны для зон линейной складчатости, а местные – для зон прерывистой складчатости. При росте складок на
19
фоне непрерывного погружения и осадконакопления вместо углового образуется рассеянное (конседиментационное) несогласие. Более древние слои имеют большие углы наклона.
Общие структурные несогласия приурочены к границам тектони-
ческих этапов (циклов). Для поверхностей общих структурных несогласий составляются палеогеологические карты, позволяющие полнее реконструировать геологическую историю региона. Особым типом палеогеологических карт являются карты перекрытий (карты трансгрессий), отражающие возраст базальных горизонтов послеперерывного комплекса.
Тектонические несогласия – это границы блоков пород, разделенных и смещенных зонами разломов.
Палеомагнитные методы основаны на изучении остаточной намагниченности горных пород. В результате таких исследований получают характеристику магнитного поля Земли на момент образования изучаемых горных пород. Используя два параметра палеомагнитного поля– направлениенаполюс(помагнитномусклонению) ипалеошироту (по магнитному наклонению), можно установить былое положение магнитного полюса. По массиву данных из разных по возрасту пород одной и той же территории можно проследить изменение положения палеомагнитных полюсов и использовать эти данные для реконструкции движения литосферных плит или их частей.
Другойпалеомагнитныйметодоснованнаизучениилинейныхмагнитных аномалий, развитых в океанах и обязанных своим происхождением спредингу в условиях периодических инверсий геомагнитного поля. Эти аномалии могут рассматриваться как изохроны, симметрично расположенные относительно оси срединно-океанических хребтов. Совмещая одновозрастные полосы аномалий можно восстановить историю спрединга океанического дна и перемещения континентов в продолжение последних 170 млн лет.
Трековая термохронология – это метод геохронологических и геотермических исследований. Он основан на подсчете плотности треков (следов) прохождения осколков спонтанного деления ядер урана, накапливающихся в минерале в ходе геологической истории. Трековый возраст отражает время остывания минерала ниже определенного порога или температуры закрытия. Трековые возрасты соответствуют возрасту извержения вулканических пород или отражают время остывания пород, медленно поднимающихся с глубин в результате эксгумации.
Литература к разделу 2: [1, 2, 4, 5, 8]
20