Ковалёв С.Г. (и др.) Общая геология с основами гидрогеологии и гидрологии

Подождите немного. Документ загружается.

341

300 км). В зонах субдукции наблюдается горизонтальное сокращение

земной коры за счет складкообразования в мобильных складчатых систе-

мах и поддвигания литосферы под островные дуги, где она в конечном

итоге погружается в мантию и адсорбируется. Оливер и Айзекс открыли

аномалии, соответствующие поддвинутой литосфере в мантии ниже ост-

ровных дуг. Эти зоны характеризуются нисходящими конвекционными

течениями, значительной мощности земной коры (до 70 км), превышаю-

щей среднюю, и широким распространением глубокофокусных землетря-

сений. Скорости горизонтального сокращения земной коры достигают

нескольких см в год.

Новая глобальная тектоника рассматривает океаны Земли как активно

развивающиеся и непостоянные по форме мегаструктуры, переживающие

последовательные стадии заложения (рифтогенеза), раскрытия, максималь-

ного расширения, сокращения и полного замыкания. Примерами океаниче-

ских бассейнов, находящихся на разных последовательных стадиях разви-

тия, могут служить: Красное море (заложение, см. рис. 126, а, б), Атланти-

ческий океан (раскрытие, см. рис. 126, б), Тихий океан (максимальное рас-

ширениеи начало сокращения океанической коры, см. рис. 126, в), Среди-

земное море (реликт замыкающегося океана Тэтис, см. рис. 126, г). Ороге-

нические складчатые пояса, наращивающие континенты, возникают в ре-

зультате замыкания и уничтожения океанических бассейнов (см. рис. 126,

д) и содержат многочисленные блоки, чешуи и пластины океанической ко-

ры геологического прошлого – офиолитовые комплексы пород. Новая гло-

бальная тектоника рассматривает современные океаны как аналоги гео-

синклиналей геологического прошлого, а складчатые пояса – как рубцы

замкнувшихся океанов.

Современные представления о главных структурных элементах

земной коры.

Наиболее крупными структурными элементами земной ко-

ры являются континенты и океаны, характеризующиеся различным

строением земной коры. Это подразделение надо понимать не в строго

географическом плане, а в геологическом или, что будет вернее, в геофи-

зическом смысле. Данное утверждение основывается на двух положениях.

Во-первых, тип строения можно определить только сейсмическими мето-

дами и во-вторых, не все пространство, занятое водами океана, представ-

ляет собой океаническую структуру, так как обширные шельфовые облас-

ти и значительная часть материкового склона слагаются корой континен-

тального типа. Различия между этими крупнейшими структурными эле-

ментами земной коры не ограничиваются разным типом земной коры, а

прослеживаются значительно глубже, в верхней мантии, которая под кон-

тинентами построена иначе, чем под океанами. Эти различия охватывают

всю литосферу, а местами прослеживаются до глубин 700 км. В пределах

342

океанов и континентов выделяются и менее крупные структурные эле-

менты. В первую очередь это стабильные, устойчивые структуры –

плат-

формы

. Они могут быть не только на континентах, но и в пределах океа-

нов; характеризуются, как правило, выровненным спокойным рельефом,

которому сооответствует такое же положение поверхности на глубине.

Только под континентальными платформами платформенные структуры

прослеживаются до глубин 30–50 км, а под океанами – до 5–8 км, так как

океаническая кора гораздо тоньше континентальной.

Рис. 127. Главные тектонические структуры современной Земли ( Материки:

1–докембрийские платформы, 2–щиты, 3–древние ядра платформ, 4–

первичные дуги (поясы Альпийского орогенеза, зоны сжатия), 5–

офиолитовые зоны. Океаны: 6–контуры срединно-океанических хребтов, 7–

рифтовые долины (зоны растяжения), 8–поперечные разломы, 9–

глубоководные желоба; по А.С.Монину)

В океанах, в качестве крупнейших структурных элементов, выделяют-

ся

срединно-океанические хребты (подвижные пояса) с рифтовыми зона-

ми в осевой части. Рифтовые зоны рассекаются

трансформными разло-

мами

(от англ. «трансформ» – преобразовывать), по которым в горизон-

тальном направлении смещены осевые отрезки срединно-океанических

хребтов. Рифтовые зоны океанов в настоящее время, как и в геологиче-

ском прошлом, являются зонами

спрединга, т.е. зонами расширения океа-

343

нического дна и наращивания новообразованной океанической коры. По-

добные границы, маркирующие зоны расхождения литосферных плит,

называют

дивергентными (от англ. «дивергенс» – расхождение).

Когда был установлен процесс спрединга, сразу же встал вопрос о том,

куда же исчезает океаническая кора, если радиус Земли не увеличивается,

а древнее чем 180 млн. лет океанической коры не существует? Где-то она

должна поглощаться. Такие

конвергентные (от англ. «конвергенс» – схо-

ждение) зоны были найдены и названы зонами

субдукции (от англ, «саб-

дакшн» – погружение). Располагаются они по краям Тихого океана и на

востоке Индийского. В таких зонах тяжелая и холодная океаническая ли-

тосфера движется со скоростью 10–12 см/год и подходя к более толстой и

легкой континентальной, уходит под нее, как бы подныривает. Если в

контакт входят две океанические плиты, то погружается более древняя,

так как она тяжелее и холоднее, чем молодая плита. Зоны, где происходит

субдукция, морфологически выражены глубоководными желобами, а сама

погружающаяся океаническая холодная и упругая литосфера хорошо ус-

танавливается по данным сейсмической томографии – объемного «про-

свечивания» глубоких недр планеты. Угол погружения океанических плит

различный, вплоть до вертикального, и плиты прослеживаются до грани-

цы верхней и нижней мантий (670 км).

Когда океаническая плита при подходе к континентальной начинает

резко изгибаться, в ней возникают напряжения, которые, разряжаясь, про-

воцируют землетрясения. Гипоцентры или очаги землетрясений четко

маркируют границу трения между двумя плитами и образуют наклонную

сейсмофокальную зону, погружающуюся под континентальную литосфе-

ру до глубин 700 км. Впервые эту зону обнаружил японский геофизик

К.Вадати в 1935 году, а американский сейсмолог X.Беньоф в 1955 году

подробно описал эти зоны, которые с тех пор стали называться

зонами

Беньофа

(Заварицкого-Беньофа).

Погружение океанической литосферы приводит еще к одним важным

последствиям. При достижении литосферой глубины 100–200 км в облас-

ти высоких температур и давлений из нее выделяются флюиды – особые,

перегретые минеральные растворы, которые вызывают плавление горных

пород континентальной литосферы и образование магматических очагов,

питающих цепи вулканов, развитых параллельно глубоководным желобам

на активных окраинах Тихого и на восточной окраине Индийского океа-

нов. Вулканические цепи располагаются тем ближе к глубоководному

желобу, чем круче наклонена субдуцирующая океаническая литосфера.

Таким образом, благодаря субдукции на активной континентальой ок-

раине наблюдаются сильно расчлененный рельеф, высокая сейсмичность

и энергичная вулканическая деятельность.

344

Кроме явления субдукции существует так называемая

обдукция, т. е.

надвигание океанической литосферы на континентальную.

Следует также упомянуть о столкновении, или

коллизии, двух конти-

нентальных плит (см. рис. 126, д), которые в силу относительной легкости

слагающего их материала не могут погрузиться друг под друга, а сталки-

ваются, образуя горно-складчатый пояс с очень сложным внутренним

строением. Так, например, возникли Гималайские горы, когда 50 млн. лет

назад Индостанская плита столкнулась с Азиатской. Также сформировал-

ся Альпийский горно-складчатый пояс при коллизии Африкано-

Аравийской и Евразийской континентальных плит.

Основные структурные элементы платформ. По времени своего обра-

зования на континентах различают древние и молодые платформы. Послед-

ние иногда называют плитами. Древние платформы возникли в докембрии,

а молодые плиты были сформированы за счет консолидации складчатых

поясов в мезозое и кайнозое. Древние платформы являются устойчивыми

структурами земной коры. Их отличительная черта – двухэтажное строе-

ние. Нижний этаж, или фундамент, сложен складчатыми, глубокометамор-

физованными толщами пород, прорванными гранитными интрузивами, с

широким развитием гнейсовых и гранито-гнейсовых куполов. Фундамент

платформ формировался в течение длительного времени (более 2 млрд. лет)

и впоследствии подвергся очень сильному размыву и денудации. В резуль-

тате этих процессов вскрылись породы, залегавшие ранее на значительной

глубине. К древним платформам относятся Восточно-Европейская, Северо-

Американская, Африканская и Сибирская. Верхний этаж платформ пред-

ставлен чехлом, или покровом, полого залегающих осадочных и вулкано-

генно-осадочных пород. Они располагаются с резким угловым и стратигра-

фическим несогласием на сильно дислоцированном фундаменте. Строение

платформенного чехла оказывается сложным, и на многих платформах на

ранних стадиях его образования возникли грабены, грабенообразные про-

гибы –

авлакогены (от греч. «авлос» – борозда, ров; «ген» – рожденный, т.е.

рожденные рвом). Авлакогены чаще всего возникали в конце протерозоя, в

рифее. Мощность континентальных и реже морских отложений в авлакоге-

нах достигает 5–7 км. Глубокие разломы, ограничивающие авлакогены,

способствовали проявлению щелочного, основного и ультраосновного маг-

матизма, а также развитию специфического для платформ траппового маг-

матизма, выраженного в виде покровов, силлов и даек континентальных

толеитовых базальтов.

Среди наиболее крупных структурных элементов платформ вы-

деляются щиты и плиты.

Щит – это выступ на поверхность фундамента

платформы, который на протяжении всего платформенного этапа испы-

тывал тенденцию к поднятию.

Плита – часть платформы, перекрытая

345

чехлом и обладающая тенденцией к прогибанию. В пределах плит разли-

чают более мелкие структурные элементы. В первую очередь это

синекли-

зы

– обширные плоские впадины, под которыми фундамент прогнут, и

антеклизы – пологие своды с приподнятым фундаментом и вследствие

этого с относительно утоненным чехлом. По краям платформ, т.е. там, где

они граничат со складчатыми поясами, часто образуются глубокие впади-

ны, которые называют

перикратонными – располагающимися на краю

кратона или платформы. Нередко антеклизы и синеклизы бывают ослож-

нены второстепенными структурами меньших размеров. Такими являются

своды, впадины, валы. Часто встречаются флексуры – изгибы слоев чехла

без разрыва их сплошности и с сохранением параллельности крыльев,

возникающие над зонами разломов в фундаменте при подвижке его бло-

ков. Все платформенные структуры очень пологие, и в большинстве слу-

чаев измерить наклоны их крыльев невозможно.

Состав отложений платформенного чехла разнообразен, но чаще всего

преобладают осадочные породы морского и континентального генезиса.

Они образуют выдержанные пласты и толщи, протягивающиеся на значи-

тельные расстояния. Весьма характерны для платформ карбонатные тол-

щи, толщи органогенных известняков и доломитов с сульфатными осад-

ками, образующимися в аридном климате. Широко развиты континен-

тальные терригенные отложения, приуроченные, как правило, к основа-

нию крупных осадочных комплексов, отвечающих определенным этапам

развития платформенного чехла. Платформенный чехол в процессе своего

формирования неоднократно претерпевал перестройку структурного пла-

на, приуроченную к рубежам крупных геотектонических циклов: байкаль-

ского, каледонского, герцинского, киммерийского и альпийского. Для

платформ характерен специфический магматизм, который проявляется в

моменты их тектонической активизации. Наиболее типична трапповая

формация, объединяющая вулканические продукты – лавы, туфы и интру-

зивы, сложенные толеитовыми базальтами континентального типа. Объем

продуктов трапповой формации может достигать 1–2 млн. км

, как это

наблюдается на Сибирской платформе. Очень важное значение имеет ще-

лочно-ультраосновная (кимберлитовая) формация, содержащая алмазы в

продуктах трубок взрыва (Сибирская платформа, север Восточно-

Европейской и юг Африканской платформ).

Кроме древних платформ выделяют молодые платформы – плиты. Они

сформировались либо на байкальском, либо каледонском или герцинском

фундаментах. Их характерной особенностью являются сильная дислоци-

рованность чехла, меньшая степень метаморфизма пород фундамента.

Примерами плит являются эпибайкальская Тимано-Печорская, эпигер-

цинская Скифская, эпипалеозойская Западно-Сибирская плиты.

346

Основные структурные элементы подвижных поясов. Подвижные

геосинклинальные пояса являются чрезвычайно важным структурным

элементом земной коры. Они обычно располагаются в зоне перехода от

континента к океану и в процессе своей эволюции формируют континен-

тальную кору. Смысл эволюции геосинклинали (по современным пред-

ставлениям) заключается в образовании прогиба в земной коре в условиях

тектонического растяжения. Этот процесс сопровождается подводными

вулканическими излияниями, накоплением глубоководных терригенных и

кремнистых отложений. В процессе формирования геосинклиналей воз-

никают частные поднятия, структура прогиба усложняется и за счет раз-

мыва поднятий, сложенных вулканитами, формируются граувакковые

пески и песчаники. С течением времени появляются рифовые постройки,

возникают лагуны, формируются карбонатные толщи, а вулканизм стано-

вится все более дифференцированным. Наконец, поднятия разрастаются,

происходит своеобразная инверсия прогибов, внедряются гранитные ин-

трузивы и все отложения сминаются в складки. На месте геосинклиналь-

ного прогиба возникает горное поднятие, перед фронтом которого растут

передовые прогибы, заполняемые

молассами – грубообломочными про-

дуктами разрушения гор, а в последних развивается наземный вулканизм,

представленный вулканическими продуктами среднего и кислого состава

– андезитами, дацитами, риолитами. В дальнейшем горно-складчатое со-

оружение разрушается и ороген превращается в пенепленизированную

равнину (см. рис. 126).

Таким образом, под геосинклинальным подвижным поясом (ок-

раинным или межконтинентальным) понимается подвижный пояс протя-

женностью в тысячи километров, закладывающийся на границе лито-

сферных плит, характеризующийся длительностью проявления разнооб-

разного вулканизма, активного осадконакопления и на конечных стадиях

развития превращающийся в горно-складчатое сооружение с мощной кон-

тинентальной корой. Примерами таких глобальных поясов являются

меж-

континентальные и окраинно-континентальные

Урало-Охотский палео-

зойский, Средиземноморский (Альпийско-Гималайский) кайнозойский и

Атлантический палеозойский межконтинентальные пояса. К окраинно-

континентальным поясам относится Тихоокеанский подвижный пояс.

Геосинклинальные пояса разделяются на отдельные геосинклинальные

области. В свою очередь, внутри геосинклинальных областей выделяются

более мелкие геосинклинальные системы. Геосинклинальные пояса и сис-

темы отличаются историей развития, структурой и отделяются друг от

друга поперечными разломами, пережимами и т.п. Они разделяются же-

сткими блоками земной коры –

срединными массивами или микроконти-

нентами

. Последние во время погружения всей геосинклинальной облас-

347

ти оставались приподнятыми, и на них накапливался маломощный чехол.

Как правило, эти массивы или микроконтиненты, являлись обломками

более древней платформы, которая подверглась дроблению при заложе-

нии подвижного геосинклинального пояса.

Для установления положения древнего океанического бассейна важное

значение играет наличие, так называемой

офиолитовой ассоциации по-

род, характеризующейся своеобразным строением. Ее нижняя часть со-

стоит из ультраосновных, часто серпентизированных пород – гарцбурги-

тов и дунитов, выше располагается расслоенный комплекс габброидов и

амфиболитов, еще выше – комплекс параллельных даек, сменяющийся

подушечными толеитовыми базальтами, которые, в свою очередь, пере-

крываются кремнистыми сланцами. Такая последовательность очень

близка к строению земной коры океанического типа, из-за чего офиолиты

были признаны следами былого морского бассейна (океана) с корой океа-

нического типа. Таким образом, наличие офиолитовых комплексов в раз-

резах древних подвижных поясов, свидетельствуют о их формировании за

счет океанической коры.

§48. Сейсмические явления

Сейсмические (от греческого – сотрясение) явления проявляются в ви-

де упругих колебаний земной коры. Эти процессы предствляют собой

грозное явление природы. Сотрясения сейсмического происхождения

происходят почти непрерывно. Специальные приборы регистрируют в

течение года более 100 тысяч землетрясений, но из них только некоторые

приводят к разрушительным последствиям, а отдельные – к катастрофам с

гибелью людей, массовыми разрушениями зданий и сооружений.

Механизм возникновения землетрясения и его параметры. Земле-

трясение тектонического типа, т. е. связанное с внутренними эндогенны-

ми силами Земли, представляет собой процесс растрескивания, идущий с

некоторой конечной скоростью, а не мгновенно. Он предполагает образо-

вание и обновление множества разномасштабных разрывов, каждый из

которых не только высвобождает, но и перераспределяет энергию в неко-

тором объеме. Когда мы говорим о том, что сила внешнего воздействия на

горные породы превысила их прочность, то следует иметь в виду, что в

геомеханике четко различают прочность горных пород как материала,

которая относительно высока, и прочность породного массива, включаю-

щего помимо материала горных пород еще и структурные ослабленные

зоны. Благодаря последним прочность породного массива существенно

ниже, чем прочность собственно пород.

348

Скорость распространения деформаций составляет несколько км/с, и

этот процесс охватывает некоторый объем пород, носящий название очага

землетрясения (рис. 128).

Гипоцентром называют центр очага, условно

точечный источник короткопериодных колебаний. Сейсмология изучает

упругие волны, распространяющиеся динамически в частотном диапазоне

–3

–10

Гц со скоростями 2–5 км/с. Проекцию гипоцентра на земную по-

верхность называют

эпицентром землетрясения. Интенсивность земле-

трясения от эпицентра изображается линиями равных значений (интен-

сивности), которые называются

изосейстами. Область максимальных

баллов вокруг эпицентра носит название плейстосейстовой области.

Рис. 128. Очаг землетрясения и рас-

пространение сейсмических волн в

породе (1–гипоцентр или очаг, 2–

проекция гипоцентра на поверхность

Земли – эпицентр; цифры у изосейст –

баллы сотрясений)

_______________________________

Основному подземному сейсми-

ческому удару – землетрясению –

обычно предшествуют землетрясения, или

форшоки, свидетельствующие

о критическом нарастании напряжений в горных породах. После главного

сейсмического удара обычно наблюдаются более слабые сейсмические

толчки. Их называют

афтершоками, которые свидетельствуют о процессе

разрядки напряжений при образовании новых деформаций в толще пород.

По глубине гипоцентров (фокусов) землетрясения подразделяют на

три группы:

1) мелкофокусные – 0–60 км;

2) среднефокусные – 60–150 км;

3) глубокофокусные – 150–700 км.

Но чаще всего гипоцентры землетрясений сосредоточены в верхней

части земной коры на глубинах 10–30 км, где кора характеризуется наи-

большей жесткостью и хрупкостью.

Быстрые, хотя и неравномерные смещения масс горных пород вдоль

плоскости смещения вызывают деформационные волны – упругие колеба-

ния в толще пород, которые, распространяясь во все стороны и достигая

поверхности Земли, производят основную разрушающую работу. Сущест-

вуют объемные и поверхностные сейсмические волны. К первым относятся

продольные –

Р (более скоростные) и поперечные – S (менее скоростные)

349

волны. Ко вторым – волны Лява –

L и Рэлея – R. Волны Р представляют

собой чередование сжатия и растяжения и способны проходить через твер-

дые, жидкие и газообразные вещества, в то время как волны

S при своем

распространении сдвигают частицы вещества под прямым углом к направ-

лению своего пути. Скорость продольных волн вычисляется по формуле:

ρρ

µµ

µλ

λλ

где

µ – модуль сдвига; ρ – плотность среды, в которой распространяется

волна;

λ – коэффициент, связанный с модулем всестороннего сжатия (К)

соотношением:

λλ

µµ

K −

−−

−

Скорость поперечных волн высчитывается по формуле:

ρρ

ρµ

µµ

/ ,

так как модуль сдвига (

µ) в жидкости и газе равен нулю, то поперечные

волны не проходят через жидкости и газы. В таблице 17 приведены ско-

рости прохождения продольных и поперечных волн в некоторых средах.

Таблица 17

Скорости распространения продольных (v

и поперечных (v

) волн

в различных породах и воде (по В.П.Ананьеву и А.Д.Потапову)

Порода

Граниты, гнейсы, песчаники, известняки и др. 1,5–5,6 0,9–3,6

Гипсы, мергели, глинистые сланцы 1,4–3,0 0,9–1,8

Галечники, гравий и др. 1,1–2,1 0,5–1,1

Пески различной крупности 0,7–1,6 0,35–0,85

Глины, суглинки, супеси 0,6–1,5 0,35–0,8

Почвы 0,2–0,5 0,1–0,27

Вода 1,43–1,48 –

Лед 2,0 1,0

Поверхностные волны подобны водной ряби на озере. Волны Лява за-

ставляют колебаться частицы пород в горизонтальной плоскости парал-

лельно земной поверхности под прямым углом к направлению своего рас-

пространения. А волны Рэлея, скорость которых меньше, чем волн Лява,

возникают на границе раздела двух сред и, воздействуя на частицы, за-

ставляют их двигаться по вертикали и горизонтали в вертикальной плос-

кости, ориентированной по направлению распространения волн.

350

Поверхностные волны распространяются медленнее, чем объемные, и

довольно быстро затухают как на поверхности, так и с глубиной. Волны

Р, достигая поверхности Земли, могут передаваться в атмосферу в виде

звуковых волн на частотах более 15 Гц. Этим объясняется «страшный

гул», иногда слышимый людьми во время землетрясений.

Сейсмические волны, вызываемые землетрясениями, можно зарегист-

рировать, используя так называемые сейсмографы – приборы, в основе

которых лежат маятники, сохраняющие свое положение при колебаниях

подставки, на которой они расположены. Первые сейсмографы появились

сто лет назад. На рис. 129 изображена принципиальная схема вертикаль-

ного сейсмографа.

Рис. 129. Принципиальная схема верти-

кального сейсмографа

______________________________________

Фокальные механизмы землетря-

сений

. Анализ имеющихся данных о

механическом поведении горных пород

на поверхности Земли показывает, что наиболее вероятным фокальным

механизмом является, по-видимому, образование сколов по дискретным

поверхностям разломов, после чего происходит скольжение с трением. Эта

точка зрения подтверждается наблюдениями действительных смещений

поверхности, происходящих при землетрясениях, по известным разломам, а

также тем, что эпицентры землетрясений располагаются близко к линиям

или зонам разломов.

Теория возникновения землетрясений при образовании разломов, ко-

торая была краеугольным камнем сейсмологии в течение последних 50 лет

– это так называемая теория упругой отдачи, разработанная Ридом после

изучения последствий землетрясения в Сан-Франциско в 1906 году. Зем-

летрясение сопровождалось появлением трещин на дневной поверхности

на протяжении более 300 км вдоль разлома Сан-Андреас. Согласно теории

упругой отдачи, под влиянием тектонических сил происходит накопление

энергии упругой деформации в блоке породы, содержащем основной раз-

лом, поперек поверхности которого действуют силы трения, препятст-

вующие скольжению. По мере накопления упругой деформации в какой-

то небольшой области на поверхности разлома, очевидно, там, где трение

оказывается наименьшим, напряжение в определенный момент становится

больше силы трения, и происходит местное смещение. В результате этого

возрастает напряжение на краях сместившейся части блока, что приводит