WWW.MASH.DOBROTA.BIZ
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - онлайн публикации
 

Pages:     | 1 | 2 || 4 |

«посвящают эту книгу авторы Александр Вольдемарович ПЕЙВЕ ( 1909- 1985) РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES GEOLOGICAL INSTITUTE PROBLEMS ...»

-- [ Страница 3 ] --

Резюме. Подчеркнем некоторые моменты, важные для анализа роли коллизии при формировании новейшей структуры платформенного обрамления. Прежде всего здесь следует отметить последовательное изменение с юга на север деформа­ ционного стиля с преимущественно надвигового (в зоне фронтального скучивания) на сдвиговый и далее - сбросовый по мере удаления от Аравии. Такая деформаци­ онная зональность укладывается в теоретическую картину поля напряжений в зо­ не индентации [Гзовский 1975; Tapponnier, Molnar, 1976], к периферии которой должно нарастать растяжение. Наиболее близкая к платформенному обрамлению северная часть коллизионного пояса (Северный Кавказ, Южно-Каспийская впади­ на, Копетдаг) испытывает продольное удлинение в сдвиговом и сбросовом полях напряжений. Другое существенное обстоятельство - концентрация субширотного растяжения в осевой зоне внедрения, которая включает проектирующуюся на платформенную область Каспийскую меридиональную полосу погружения. В пре­ делах же коллизионного пояса эта полоса разделяет ограниченные левыми и пра­ выми сдвигами потоки выжатых масс, направленные по латерали от индентора .

Соответственно области их нагнетания располагаются по обе стороны от оси рас­ текания (выдвинутые к северу, поднятые и сжатые орогены Кавказа и Копетдага) .

Однако эта в целом симметричная картина осложнена вращением Аравии про­ тив часовой стрелки, обусловившим повсеместный приоритет правых сдвигов, осо­ бенно во внутренней зоне внедрения. Преобладают они и в структуре наиболее приближенных к Скифско-Туранской платформе территорий Большого Кавказа и Копетдага, хотя на востоке первого отмечается концентрация левых сдвигов, обес­ печивающих выжимание масс в Южно-Каспийскую впадину .



Другое нарушение симметрии - продольная поляризация структур сжатия и растяжения: первые силь­ но смещены к западу (Кавказ), а вторые - к востоку (Центральный и Восточный Иран). Это могло быть связано как с первичной неровностью северной границы ин­ дентора (выдающийся к северу Аравийский выступ), так и все с тем же вращением против часовой стрелки, которое по определению должно было обусловить боль­ шее нагнетание материала на западе, чем на востоке. Обе эти причины не противо­ речат друг другу и, более того, скорее всего, проявлялись взаимосвязанно, так как зацепление Аравийского выступа за Евразийскую плиту, при наличии расширяю­ щегося к востоку реликта Неотетиса [Atlas Tethys, 1993], вполне способно было со­ здать крутящий момент (см. ниже). В таком контексте область динамического вли­ яния Аравии предстает в виде двух дисгармонично сцепленных между собой облас­ тей (рис. 6), южная из которых и более близкая к индентору вращается вместе с

7. Труды ГИН, вып. 511 ним против часовой стрелки, а северная с поворотом по часовой стрелке отжима­ ется к востоку (своего рода “эффект шестереночной передачи”, - когда ведущая шестерня заставляет ведомую вращаться в противоположную сторону) .

Развитие горизонтальных движений во времени Формирование структуры Периаравийского сегмента Альпийско-Гималайско­ го пояса происходило в тесном взаимодействии с движениями соседних континен­ тальных плит: Евразийской и Аравийской. И, в свою очередь, совершенствование коллизии оказывало возрастающее влияние на деформацию последних .

Соседство Евразийской плиты особенно тесно ощущалось во второй половине палеогена (с бартонского века среднего эоцена) до начала миоцена, когда форми­ ровались олистостромовые комплексы и конседиментационные покровы Большо­ го Кавказа [Копп, 19916; Леонов, 1975] .



О возможном поддвиге Евразийской пли­ ты к югу свидетельствуют некоторые петрохимические особенности вулканитов и малых интрузий Закавказья [Абдуллаев и др., 1977; Абрамович, Засеев, 1989] и присутствие известково-щелочных туфобрекчий и лав на северном склоне Дзирульского массива [Татаришвили и др., 1986]. Отмечается и конседиментационное складкообразование в наиболее близко расположенных к Евразийскому континен­ тальному склону частях Большекавказского бассейна - в Северном Кобыстане и на юге Индоло-Кубанского прогиба [Григорьянц и др., 1967; Копп, 1996; Копп, Щерба, 1998; Шарданов, Пекло, 1959] .

Направленный к северу поддвиг Афроаравийской (с миоцена - Аравийской) пли­ ты проявлялся в течение всего кайнозоя, но в палеогене он оказывал влияние толь­ ко на структуру Тавра, Загроса и Малого Кавказа, где формировались аккреционные и островодужные комплексы [Абрамович, Засеев, 1989; Зоненшайн и др., 1987; Atlas Tethys, 1993; Sengor, Yilmaz, 1981] с северным направлением петрохимической поляр­ ности в последних. До современного Большого Кавказа, отделенного от Афроаравии широкими остаточными бассейнами, воздействие последней еще не простиралось .

Тем не менее по мере развития коллизии в “схватке” Аравии и Евразии все больше и больше одерживала “верх” первая, к концу миоцена уже определявшая все главные особенности структурного рисунка и вергентности Кавказско-Иран­ ского сегмента Альпийско-Гималайского пояса. При этом в его структуре можно найти следы тех резких изменений траектории Афроаравии и Аравии, которые происходили в позднем кайнозое (см. рис. 3) .

Поздний эоцен-олигоцен (см. рис. 3, А). В начале этого времени тогда еще еди­ ная Афроаравийская плита перемещалась к северо-востоку относительно системы горячих точек, находясь в состоянии косой конвергенции с Евразией, двигавшейся к юго-востоку [Зоненшайн и др., 1987; Gordon, Jurdi, 1988]. В олигоцене, по некото­ рым реконструкциям [Зоненшайн и др., 1987], Афроаравия резко отклонилась к се­ веро-западу, что логично связывать с первоначальной коллизией ее Аравийского выступа с Евразией, тогда как последняя продолжала медленно дрейфовать к юговостоку. В такой ситуации плиты должны были разделяться правым сдвигом, кото­ рый как раз и намечается, по данным о возрасте деформаций, вдоль южного про­ должения линии Тессейре-Торнквиста [Копп, 1996; Bergougnan, Fourquin, 1982] .

В его юго-западном крыле в Турции и Карпато-Балканском регионе развивались интенсивные покровно-складчатые деформации пиренейской и особенно савской фаз, а в северо-восточном, на Кавказе и в Иране, доживал свои последние дни ок­ раинно-материковый субдукционный вулканический пояс, где поглощалась кора Неотетиса, но сильного сжатия еще не было и, напротив, в Аджаро-Триалетии и Талыше развивалось тыловодужное растяжение .

Ранний-средний миоцен (см. рис. 3, Б ). К началу миоцена, по плейттектоническим реконструкциям [Зоненшайн и др., 1987; Gordon, Jurdi, 1988; Hempton, 1987], восстановилось северо-восточное направление дрейфа Афроаравии, что естествен­ но связывать с блокировкой ее северо-западного пути - в результате консолидации Балканид и Анатолии .



Весьма возможно, что именно “заякоривание” Аравийского выступа, создавшее крутящий момент с целью закрытия треугольного (в плане) ре­ ликта Неотетиса в Загросе, и обусловило произошедший тогда отрыв Аравии от Африки, фиксируемый внедрением многочисленных даек с возрастом около 18 млн лет на берегах Красного моря. Доказательство такого вращения Аравии против часовой стрелки можно видеть в дугообразной форме (с выпуклостью к востоку) Аденско-Мангышлакской правосдвиговой зоны [Копп, 1997], прослежи­ вающейся от трансформных разломов Аденского залива до правых сдвигов Копетдага и Туранской плиты. В это же время возник и прообраз Левантинского сдвига, замкнувшего перемещение Аравии на западе, однако он еще не был похож на сов­ ременный разлом, будучи представлен широкой и изогнутой в плане зоной скаши­ вания [Копп и др., 1999]. Аравийский полюс вращения, определяемый по конфигу­ рации Аденско-Мангышлакской зоны, оказывается не в Ливии, как это обычно принято для Левантинского разлома [De Mets et al., 1990; Garfunkel, 1981], а гораздо восточнее, в районе Синайского полуострова [Копп, 1997]. Перемещение Аравий­ ской плиты к северо-востоку, с вращением против часовой стрелки, привело к за­ крытию Неотетиса и сжатию Центрального-Восточного Ирана и Копетдага. Тогда же начались деформации на западе Кавказа, прямо напротив приближающегося Аравийского выступа .

После среднемиоценовой тектонической паузы, вызванной, очевидно, упроч­ нением Иранско-Копетдагского блока и сопровождавшейся повсеместным вырав­ ниванием рельефа и развитием крупномасштабных трансгрессий1, в позднем миоцене-раннем плиоцене (см. рис. 3, В) произошла очередная реорганизация системы спрединга и трансформных разломов - с целью закрытия Восточно-Кавказского реликтового бассейна. Поскольку последний находился на севере, движение Ара­ вийской плиты стало почти строго северным [Зоненшайн и др., 1987], и вследствие этого полюс вращения Аравии-Африки переместился из Синая в Ливию - туда, где его и помещают большинство авторов (De Mets et al., 1990; Garfunkel, 1981; и др.] и где он находится и до сих пор. Именно тогда и возник Левантинский разлом в его современной конфигурации. Главный удар Аравии в то время пришелся на Эль­ бурс, от которого симметрично расходятся правые и левые сдвиги предплиоценового возраста. Соответственно Кавказский и Копетдагский блоки выжимались к северо-западу и северо-востоку, тогда как в области их удаления друг от друга об­ разовалась Южно-Каспийская впадина, ограниченная предакчагыльскими же мери­ диональными сбросами. Тогда же начинает изгибаться дуга Восточного Понта Малого Кавказа, и вовлеченный в это движение палеогеновый вал Шатского (Гру­ зинская глыба) раздавливает флиш Большого Кавказа и коллидирует со Скифской платформой. На самом западе Периаравийского сегмента начинается эскейп Ана­ толийского блока из области выжимания .

Главная особенность последней, позднеплиоцен-четвертичной, стадии (см .

рис. 3, Г) - это замедление оттока масс из-под Южно-Каспийской депрессии и трансформация ее из области тектонической денудации в область тектонической аккумуляции. В это время подчеркиваются те системы сдвигов, которые обеспечи­ вают латеральное выжимание блоков из Кавказского и Копетдагского синтаксисов в Южно-Каспийское геодинамическое убежище .

Соответственно место максимального давления Аравийской плиты вынуждено было покинуть Эльбурс и сместилось еще дальше к западу, в район Восточного Понта. Именно тогда произошло выдвигание к востоку Малого Кавказа, а на запа­ де интенсивно продолжалось латеральное выжимание Анатолийского блока .

Резюме. Режим коллизионных горизонтальных перемещений Периаравийской области определялся закрытием остаточных бассейнов. Плиты и блоки выбирали наикратчайшее направление к ближайшим геодинамическим убежищам - участкам 1 В это же время приостановился спрединг в Красном море [Hempton, 1987] .

с утоненной корой. Более того, блоки испытывали колебательные движения в го­ ризонтальной плоскости, чтобы достичь наиплотнейшей упаковки пространства .

Даже если и возникали новообразованные зияния (как, например, Южно-Каспий­ ский провал), то все равно потом они затягивались материалом, выжатым из дру­ гих мест. В такой подгонке краев блоков и заключается, очевидно, механизм вы­ равнивания мощности коры коллизионного пояса .

Отмеченные выше изменения траектории Аравийской плиты не могли не сказать­ ся на особенностях внутриплитной деформации северного платформенного обрамле­ ния коллизионной области. Северо-восточное (с вращением против часовой стрелки) перемещение Аравии вместе с Ираном вызвало коробление Туранской плиты в раннем-среднем миоцене. Главный этап формирования новейшей структуры Скифской и юга Восточно-Европейской плит начался позже: в позднем миоцене-плиоцене после закрытия последнего препятствия - Большекавказского флишевого бассейна .

По мере развития альпийского давления к северу в том же направлении разра­ стался и региональный структурный рисунок Периаравийской коллизионной обла­ сти, характеризующийся последовательной сменой (с юга на север) надвигового по­ ля деформаций сдвиговым и затем - сбросовым [Копп, 1997]. Первое из них в наи­ более полной мере представлено в Тавре и Загросе, второе - в Анатолии, на Кав­ казе и в Центральном Иране-Копетдаге, а третье - в Южно-Каспийском регионе, северных отрогах Большого Кавказа и Копетдага и в северном платформенном об­ рамлении коллизионного пояса .

МОБИЛИСТИЧЕСКАЯ НЕОТЕКТОНИКА ПЛАТФОРМ ЮГО-ВОСТОЧНОЙ ЕВРОПЫ

Вводные положения В последние годы поступает все больше информации о том, что новейшая стру­ ктура Скифской плиты, Поволжья и Прикаспия формировалась не без участия го­ ризонтального сжатия и растяжения. Еще в конце прошлого века - начале нынеш­ него были откартированы плиоцен-четвертичные грабены в районе Камышина [Милановский, 1940; Павлов, 1896; Шатский, 1922], и, хотя обычно они трактуются как результат вертикального проседания Прикаспийской синеклизы, довольно по­ логий (60°) наклон сбросов [Милановский, 1940; Шатский, 1922] позволяет предпо­ ложить, что здесь присутствовала и компонента горизонтального растяжения .

В начале 60-х годов был доказан бурением Жигулевский послеэоценовый взброс [Грязнов, Силонов, 1961; Долицкий, Берман, 1961], некоторыми исследователями [Лобов и др., 1974; Лобов, Кавеев, 1975] рассматриваемый как пологий надвиг, а в начале 70-х установлен глубинный взброс того же возраста под Елшанско-Сергиевской флексурой в районе Саратова [Машкович и др., 1970]. Факты такого рода дали основание для широких предположений о крупномасштабном надвигании в Поволжье [Лобов, Кавеев, 1975], которые, однако, не получили заметной поддерж­ ки у специалистов. Появились литературные свидетельства и о глубинном альпий­ ском надвиге в районе кряжа Карпинского, основанные пока только на геофизиче­ ских данных [Sobomov, 1995] (Ю.Н. Кальнов, С.И. Филин, 1995 г.). Существенная роль субмеридионального сжатия при формировании новейшей структуры Скиф­ ской плиты доказывается наличием выраженных в структурном рисунке сдвигов и результатами изучения поля напряжений по данным замеров трещиноватости [Копп, 1998, 19996; Корр et al., 1997]. Новейшие сдвиги Донбасса еще ранее были установлены В.А. Корчемагиным и его коллегами, использовавшими детальные мезоструктурные наблюдения [Корчемагин, Емец, 1987]. В работе Ю.А. Воложа с соавторами [1997] констатируются листрические сбросы на западе Прикаспийской синеклизы, однако объясняются они действием галокинетических, а не тектониче­ ских напряжений .

Факты такого рода дали повод для высказываний о том, что и сюда достигало направленное к северу давление блоков Альпийско-Гималайского коллизионного пояса [Копп, 1991, 1997; Леонов, 1995; Макаров, 1996; Милановский, 1983; Сим, 1996; Щукин, 1996; Nikishin et al., 1996]. Как правило, однако, подобные представ­ ления основывались только на вышеприведенных отрывочных сведениях и на об­ щих соображениях. Более развернутый ответ на вопрос мог бы быть получен, если бы было проведено всестороннее изучение самой внутриплитной структуры, вклю­ чающее установление параметров поля деформаций на основе структурно-кинема­ тического изучения трещиноватости. Но на сегодняшний день исследования в дан­ ном направлении проведены лишь для самой южной части Скифской плиты в пре­ делах Северного Предкавказья (где они дали весьма интересные результаты [Расцветаев, 1989; Расцветаев и др., 1987]) .

В настоящей статье рассматриваются гораздо более северные платформенные районы - от кряжа Карпинского до Жигулей и Общего Сырта. Помимо данных массовых замеров зеркал скольжения, жил и стилолитов, в работе используются результаты дешифрирования космических снимков и цифровых карт рельефа, гео­ морфологические наблюдения и опубликованные данные по морфологии и исто­ рии развития новейшей структуры. В начале раздела будет рассмотрен региональ­ ный фактический материал (с юга на север), а в конце его приводится краткий ана­ лиз полученных результатов .

Региональный фактический материал Кряж Карпинского выражен в рельефе Сальско-Манычским неотектоническим сводом. Верхнепалеозойско-триасовый фундамент Скифской плиты здесь резко поднят и ограничен на юге крутой (до 20°) флексурой, обращенной к Манычскому прогибу, под которой, по последним геофизическим данным [Sobomov, 1995] (Ю.Н. Кальнов, С.И. Филин, 1995 г.), находится взброс. Эта главная флексура кря­ жа Карпинского ступенчато смещена, с амплитудой до 10-20 км (рис. 7), серией ко­ сых разломов, по разные стороны которой наклон флексуры резко меняется: на за­ паде она положе, а на востоке сильно выкручивается и осложняется продольными разломами. Такое принципиальное изменение поперечного профиля кряжа наряду с его резким коленообразным изгибом - явный признак правого сдвига. В пользу сдвига свидетельствуют также кулисность расположения брахискладок чехла и складчатая переработка крыльев диагональных разломов; последние в этом отно­ шении должны квалифицироваться как трансферные сдвиги. Суммарный струк­ турный рисунок интерпретируется как система узких блоков, вращавшихся против часовой стрелки наподобие стопки книг (см. рис. 7, врезка) [Копп, 19996] .

Платформенный чехол Скифской плиты был деформирован в конце миоце­ на-начал е плиоцена, т.е. одновременно со смятием Большого Кавказа. Тем не менее сами плиоценовые осадки, в свою очередь, подверглись деформации уже в четвер­ тичное время, о чем свидетельствуют наклоны подошвы плиоцена [Харченко, 1982] (А.С. Застрожнов, 1993 г.). Активное развитие структур в четвертичное время хоро­ шо видно на цифровых картах рельефа, синтезированных А.И. Иоффе (ГИН РАН) на основе данных “Internet” [Копп, 19996]. В частности, в качестве несомненного ак­ тивного разлома (взброса?) на них дешифрируется главная продольная флексура кряжа и видны смещающие ее правые сдвиги, на продолжении которых находятся коленчатые изгибы долины Маныча. Весьма похож на нее и крутой южный склон Котельниковской гряды, также дешифрирующийся как несомненный разлом с веро­ ятной взбросовой компонентой. Видны и некоторые элементы, которые не показа­ ны на составленных ранее структурных картах, как, например, разломы северо-вос­ точного простирания, смещающие влево южный борт кряжа Карпинского в его за­ падной части. Эти сдвиги приурочены к восточной границе Ростовского выступа фундамента и, кроме того, трассируются на левосдвиговую зону Восточного Крыма .

Рис. 7. Структурная карта кряжа Карпин­ ского по кровле мела (А.П. Козуб и др., 1993 г.; кинематика разломов - по М.Л .

Коппу). На врезке - геокинематическая ин­ терпретация структурного рисунка 1 - стратоизогипсы кровли мела; 2 - место­ положение Ергенинского уступа; 3 - поперечные структуры сжатия, компенсирующие смещение по сдвигу. Остальные условные обозначения см .

на рис. 1,2, 4, 6 Ач - Ачинерский прогиб; Бу - Бузгинский блок; МТ - Манычский трог; Эл - Элистинский блок Все упомянутые факты и их анализ приводят к следующей весьма упрощен­ ной геокинематической схеме (рис. 8) .

Трапециевидный блок Скифской плиты, ограниченный сдвигами разного знака, вклинился между Ростовским и Астра­ ханским поднятиями докембрийского фундамента и пододвинулся под Восточ­ но-Европейскую плиту. Возможно, если исходить из лучшей выраженности пра­ вых сдвигов и их ориентировки, это пере­ мещение сопровождалось и некоторым противочасовым поворотом блока Скиф­ ской платформы. В вертикальном разре­ зе то же самое выглядит следующим об­ разом: Куринский прогиб и Большой Кавказ - область наибольшего поддвига, Манычский трог и кряж Карпинского поддвиг гораздо меньшего масштаба и, наконец, Сальский прогиб и Котельниковская гряда - самый маленький и при этом, может быть, самый глубокий под­ двиг .

Признаки правого сдвига присут­ ствуют и в структуре расположенного к востоку от кряжа Карпинского Промысловско-Цубукского вала, на Ман­ гышлаке и, по данным В.А. Корчемагина, в структуре Донбасса. Таким об­ разом, вся линия новейших дислока­ ций от Донбасса до Мангышлака - это область проявления альпийского пра­ вого сдвига .

Приволжско-Ергенинский уступ, включающий, помимо Ергенинского ус­ тупа, высокий правый берег Волги (рис. 9, А), ограничивает на западе плиоцен-четвертичный прогиб запада При­ каспийской впадины - Сталинградский, или Западно-Прикаспийский. Имеется и ряд общих геоморфологических особенРис. 8. Геокинематическая модель новейшей структуры кряжа Карпинского а - геокинематическая карта, б - вертикальный разрез по линии А -Б, иллюстрирующий предпола­ гаемый поддвиг фундамента Скифской плиты (вертикальный масштаб условен, горизонтальный при­ мерно соответствует масштабу карты) 1 - Большой Кавказ; 2 - эпигерцинские структуры: а - Скифская плита, б - Донбасс; 3 - Восточ­ но-Европейская плита; 4 - антеклизы и щиты докембрийского фундамента Восточно-Европейской платформы; 5 - контур Ставропольского новейшего свода; 6 - молассовые прогибы (на разрезе); 7 надвиги и взбросы; 8 - сдвиги на карте, а на разрезе - надвиги; 9 - зоны простого сдвига в горизонталь­ ной плоскости; 10 - крупные сбросы; 11 - направление общего простого сдвига в вертикальной плоско­ сти, вызванного поддвигом Аравийской плиты; 12 - направление смещения и поворота блока Скифской плиты ностей Приволжской и Ергенинской возвышенностей, которые позволяют рассмат­ ривать их в качестве продолжающих друг друга асимметричных горстов или наклон­ ных блоков с крутыми, активно растущими восточными крыльями и очень пологими западными [Зарщиков, Копп, 1999; Копп и др., 19996] .

И вместе с тем, тектоническая природа и единство этого как будто непрерыв­ ного линеамента часто подвергаются сомнению. Особенно это касается Ергенинского уступа, который большинством исследователей считается чисто абразион­ ным, а не тектоническим [Панов, 1965; Якушова и др., 1962]. Тем не менее появля­ ется все больше материалов детального бурения и геофизики, свидетельствующих в пользу того, что и Ергенинский уступ представляет собой флексурно-сбросовую зону [Харченко, 1982] (А.С. Застрожнов и др., 1993 г.) с возможной правосдвиговой компонентой смещения [Зарщиков, Копп, 1999; Копп, 19996; Копп и др., 19996] .

О дизъюнктивной природе рассматриваемого линеамента свидетельствуют и гео­ метрические признаки: правильная дугообразная конфигурация его звеньев (напоР и с. 9. Г е о л о г и ч е с к а я (Л) и с т р у к т у р н о - к и н е м а т и ч е с к а я (Б) к а р т ы П р и в о л ж с к о - Е р г е н и н с к о - г о у с т у п а [К о п п и д р. 19996] 1 - четвертичные отложения; 2 - плиоцен; 3 - верхний миоцен (сармат); 4 - олигоцен-нижний ми­ оцен (майкопская серия); 5 - эоцен; 6 - палеоцен; 7 - верхний мел; 8 - нижний мел; 9 - верхняя юра; 10

- средняя юра; 11 - геологические границы; 12 - разрывы; 13 - Приволжско-Ергенинский уступ; 14-17

- предполагаемая кинематика Приволжско-Ергенинского уступа, по данным наблюдений трещинова­ тости: 14-16 - смещение по падению сместителя (14 - наклонный сброс, штрихи - по падению сместителя, 15 - субвертикальный сброс, или взрез, двойные штрихи - по падению сместителя, 16 - взброс, тре­ угольники - по падению сместителя), 17 - смещение по простиранию сместителя (сдвиг); 18 - сбросы, установленные по данным геологического картирования (штрихи - в сторону сброшенного крыла); 19, 20 - геоморфологические линеаменты, хотя бы частично совпадающие с флексурами, разрывами и дру­ гими структурными линеаментами платформенного чехла; кинематика - по особенностям структурно­ го рисунка: 19 - предполагаемые взбросы, 20 - предполагаемые сдвиги; 21 - остальные геоморфологи­ ческие линеаменты, предполагаемые сдвиги; 22 - антиклинали восточной части Доно-Медведицкой зо­ ны внутриплитных дислокаций; 23 - контуры периклиналей куполовидных складок Красноармейской (Золотовской) структурной террасы; 24 - направление простого сдвига в горизонтальной плоскости, ус­ тановленного по особенностям структурного рисунка; 25 - станции наблюдений трещиноватости минающая оползневые цирки или трещины на асфальте [Шатский, 1922]), их ку­ лисные сочленения и веерообразные разветвления [Копп и др., 19996]. Ергенинский уступ дешифрируется на цифровых картах рельефа как несомненный актив­ ный сброс или сбросо-сдвиг, смещающий четвертичный рельеф [Копп, 19996]; на­ правление кулисности его соседних отрезков свидетельствует о правом сдвиге, в то время как в зоне Приволжского уступа кулисность левосдвиговая .

Дизъюнктивная природа Приволжско-Ергенинского линеамента подтвержда­ ется и результатами мезотектонических наблюдений [Копп, 19996; Копп и др., 19996] (см. рис. 9, Б). Например, в районе сильно изогнутой дуги волжского берега между Камышином и Золотым оказалось, что в том месте, где последняя имеет се­ веро-восточное простирание, в мезоструктуре преобладают левые сдвиги, мериди­ ональное простирание - сильно наклоненные сбросы, северо-западное простира­ ние - правые сдвиги, а около субширотных участков проявляется даже и некоторое сжатие .


Имеется, таким образом, зависимость кинематики трещин от простирания дуги в каждом конкретном месте, что свидетельствует о единстве создавшей всю эту систему деформационной обстановки. Она характеризовалась субмеридиональ­ ным направлением оси максимального укорочения при субширотном простирании оси максимального удлинения .

В южной части Приволжского линеамента, где он более прямолинеен, трещи­ новатость свидетельствует о комбинированном левосбросо- или левовзбросо-сдвиговом смещении. И, наконец, четко доказывается сбросовая природа Ергенинского уступа - по концентрации параллельных ему симметричных максимумов листрических сбросов .

Прикаспийская впадина. Полученные нами мезотектонические данные позволя­ ют связать уже давно известные на западе Прикаспийской синеклизы меридиональ­ ные новейшие сбросы именно с горизонтальным растяжением, а не только с верти­ кальным проседанием последней, как это делали все предшествующие исследователи [Милановский, 1940; Шатский, 1922, 1948], такие же асимметричные морфоструктуры, как Приволжская и Ергенинская возвышенности, считать наклонными блоками .

В этой связи чрезвычайно интересна новейшая история Прикаспийской впадины. На­ помним, что сама палеозойская синеклиза очень широкая, плиоценовый же прогиб разместился на самом ее западе, около Приволжско-Ергенинского уступа, что позво­ ляет смело считать данные структуры сопряженными (как, впрочем, и делал в свое время Н.С. Шатский [1948]). Все это вызывает реминисценции с асимметричными полуграбенами типа Рейнского или Восточно-Африканских [Rosendahl, 1987] .

О горизонтальном растяжении внутри впадины могут свидетельствовать и некото­ рые факты: резкая поперечная асимметрия субмеридиональных валов, изображаемых на структурных картах запада синеклизы (А.А. Аксенов и др., 1969 г.; О.Г. Бражников и др., 1990 г.; Г.А. Бражников и др., 1965 г.), признаки листрической тектоники на сейс­ мических профилях, приведенные в уже цитированной выше работе [Волож и др., 1997], а также данные геоморфологии и плиоцен-четвертичной геологии, которые по­ казывают, что к востоку от Ергенинского уступа должны присутствовать еще один-два наклонных блока, контролировавших распространение плиоцен-четвертич­ ных трансгрессий [Зарщиков, Копп, 1999]. Все сказанное позволяет предположить, что Западно-Прикаспийский меридиональный прогиб представляет собой недоразвив­ шийся асимметричный рифт или надрифтовую впадину. Говорить же о настоящем рифте все-таки трудно из-за отсутствия позднекайнозойских вулканитов .

Далее, с компенсацией субширотного растяжения в Прикаспии логично связы­ ваются [Копп, 1999; Копп, Тверитинова, 19996] постэоценовые субмеридиональ­ ные складки Доно-Медведицкой зоны дислокаций, находящиеся почти прямо на­ против наиболее выпуклой к западу части Западно-Прикаспийского прогиба. Они чрезвычайно своеобразны: резко асимметричны в поперечном сечении и в этом смысле напоминают все те же наклонные блоки, ограниченные листрическими сбросами. Тем не менее некоторые флексуры очень крутые (до 70°), что как-то не чв*ДО* Ч3*00' 50*00’

–  –  –

Рис. 11. Структурный рисунок Жигулевских дислокаций А - главные структурные линии центрально-восточной части Жигулевского вала, выраженные продольными разрывами, флексурами и цепочками брахискладок и соответствующие (в той или иной степени доказанным) глубинным разломам фундамента [Андреев и др.. 1963; Аширов и др., 1966; Казьмин и др., 1983] (Л.Л. Казьмин и др., 1989 г., кинематическая интерпретация М.Л. Коппа);

Б - структура западной части Жигулевского вала [Грязнов, Силонов, 1961] (кинематическая интер­ претация М Л. Коппа) 1 - зона Главного Жигулевского разлома; 2 - прочие структурные линии; 3, 4 - предполагаемые по особенностям структурного рисунка направления: 3 - сдвига, 4 - регионального пережима Жигулевской виргации; 5 - стратоизогипсы по кровле яснополянского подъяруса нижнего карбона. Локальные валы, ответвляющиеся от основного Жигулевского вала: 1-1 - Мухановский, Н-Н - Дмитриевский, Ill-Ill - Кулешовский связывается с растяжением. Кроме того, примечательна позиция складок: они си­ дят внутри небольшого среднепалеозойского авлакогена, и поверхностная структу­ ра носит инверсионный характер, что опять же легче объяснить сжатием, нежели растяжением или клавишными перемещениями блоков фундамента .

Столь же противоречивы и данные наблюдений трещиноватости [Копп, Тверитинова, 19996], которые показывают довольно сложные сочетания субширотного уко­ рочения и удлинения; кроме того, большое значение имеет укорочение в северо-за­ падном направлении, простирающееся почти поперек Приволжского мегасброса .

Подобный характер поля деформаций с несколькими накладывающимися по­ лями и с волнообразным чередованием зон растяжения и сжатия в одном и том же направлении позволяет выдвинуть гипотезу, что смятие Доно-Медведицкой зоны произошло в результате компенсации субширотного растяжения Прикаспийского блока. Нужно сказать, что компенсационное сжатие в поднятом и отодвинутом плече рифта - дело не столь уж необычное. Сжаты, например, борта грабенов в зо­ не Левантинского сдвига, хотя в центрах их идет несомненное растяжение [Копп и др., 1999а]. В том же ряду явлений, вероятно, находится и известное ridge push давление на фланги океанических хребтов .

Перейдем теперь к району, который уже очень удален от Альпийского пояса Жигулевские дислокации. Крутой северный борт одноименного вала осложнен взбросом или, может быть, даже пологим надвигом [Лобов и др., 1974; Лобов, Кавеев, 1975], с мелом и палеогеном в лежачем крыле. Разлом несогласно перекрыт акчагылом (верхний плиоцен), который, в свою очередь, деформирован в четвер­ тичное время [Коноваленко, Ткаченко, 1979]. Существенное отличие Жигулевских дислокаций от Доно-Медведицких - прямое соотношение структуры фундамента и чехла [Казьмин и др., 1983], и в этом смысле Жигули напоминают кряж Карпинско­ го. Вверх по разрезу чехла амплитуда поднятия снижается и структура становится проще (рис. 10). При этом, как и в других районах платформы, новейшее смятие приурочилось к среднепалеозойскому авлакогену .

Жигулевские дислокации обладают очень характерным структурным рисун­ ком вынужденной виргации, или виргации 2-го рода [Андреев и др., 1963; Аширов и др., 1966] (рис. 11), которая, по мнению автора, указывает здесь на левый сдвиг со сжатием. В наиболее сжатой западной части виргации около Сызрани наблюдают­ ся коленообразные сдвиговые изгибы Жигулевского вала [Грязнов, Силонов, 1961], где структуры расположены кулисно. Восточный изгиб (левосторонний) на­ ходится на продолжении Жигулевского разлома. Сдвиги определяют смену вергентности: если почти везде более крутым является северное крыло Жигулевского вала, то в вышеотмеченном Сызранском блоке, ограниченном сдвигами разного знака, профиль вала становится почти дивергентным .

Хотя замеры трещиноватости здесь делались все в тех же палеозойских карбо­ натах, что и в Доно-Медведицкой зоне, в отличие от последней здесь получились [Копп, Тверитинова, 1999] гораздо более однозначные результаты - может быть, в связи с более устойчивой деформационной обстановкой. Почти везде преобладает субмеридиональное (до северо-восточного) укорочение, причем ориентировано оно всюду по диагонали к Жигулевскому разлому (рис. 12) - таким образом, что он должен являться левым взбросо-сдвигом. Левостороннее смещение по разлому до­ лины р. Усы на 2 км прекрасно дешифрируется и на цифровых картах рельефа [Копп, Тверитинова, 1999]. Если учесть, что эта долина, по мнению большинства исследователей, раннеплейстоценовая, то скорость сдвига по разлому составит не­ сколько миллиметров в год .

Сумма всех приведенных данных позволяет представить Жигулевскую вирга­ цию как результат горизонтального сжатия коры, сконцентрированного в районе Сызрани, и компенсационного латерального выжимания (рис. 13), направленного прежде всего к востоку и юго-востоку, в сторону Прикаспийской синеклизы .

В зоне Саратовских дислокаций валы и флексуры образуют очень прихотливый рисунок в виде дуг или даже колец (рис. 14, А), который как будто трудно объяснить с позиций мобилизма. На первый взгляд, в данном районе каким-то образом интер­ ферируют меридиональные складки Доно-Медведицкой и широтные - Жигулевской зон. Однако все оказалось гораздо проще и вместе с тем не так примитивно, как это можно было думать вначале. Субширотная Елшанско-Сергиевская флексура и ранее связывалась со взбросом, установленным по буровым и геофизическим данным [Машкович и др., 1970]. Наши мезотектонические наблюдения (см. рис. 14, Б) полно­ стью подтверждают субмеридиональное укорочение в области флексуры, произо­ шедшее во взбросовом, сдвиговом и сбросовом полях, на ее периклиналях замещаю­ щееся субширотным и субмеридиональным удлинением в сбросовом поле. В восточV( 53eJ0* А d[6 Л s — <

–  –  –

Рис. 12. Ориентировка осей сжатия и растяжения (Б) в районе Жигулевского разлома (А ) [Копп, Тверитинова, 1999] 1 - Главный Жигулевский разлом; 2 - другие новейшие разрывы; 3-5 - оси сжатия: 3 - первого по­ рядка, 4 - второго порядка, 5 - третьего порядка; 6-8 - оси растяжения: 6 - первого порядка, 7 - второ­ го порядка, 8 - третьего порядка. Цифры на схеме - станции наблюдений трещиноватости ной части флексура сопровождается продольным левым сдвигом. Что же касается дугообразно изогнутых Хлебновского и Слепцовского валов, то первоначальная вер­ сия о том, что они образовались при субширотном сжатии, не подтвердилась, и, бо­ лее того, здесь отчетливо фиксируется все то же субмеридиональное укорочение .

Следовательно, если исходить из этого поля деформаций, оба вала должны оказать­ ся надсдвиговыми: Хлебновский - левым, а Слепцовский - правым. С таким выводом вполне гармонирует характер кулисности брахискладок внутри валов .

Таким образом, и для Саратовского участка нельзя обойтись без допущения го

–  –  –

Рис, 13. Гео кинематическая карта Жигулевских дислокаций для новейшего этапа развития У - Главный Жигулевский разлом; 2 - остальные новейшие разрывы; 3-5 - кинематика разрывов (независимо от их ранга): 3 - взбросы и надвиги, 4 - сдвиги, 5 - сбросы; б - складки и флексуры, компен­ сирующие горизонтальные перемещения по сдвигам; 7 - область наибольшего подъема платформенно­ го фундамента; 8 - место и направление пережима Жигулевской виргации, вызванного давлением с юга;

9 - направления горизонтальных укорочения и удлинения в наиболее выдвинувшейся к северу части Жи­ гулевского вала; 10 - направления латерального выжимания масс из деформационной шейки ризонтальных перемещений. Суммарная их картина представляется следующим образом (см. рис. 14, Б) .

Направленное с юга на север давление около Елшанско-Сергиевского вала ре­ ализовалось в поддвиге и взбросе, а также в сдвиговой транспрессии и латеральном выжимании масс к западу и особенно к востоку от места наибольшего давления (су­ дя по лучшей развитости левых сдвигов, восточное направление выжимания мате­ риала, т.е. в сторону Прикаспийской впадины, испытывало меньшее сопротивле­ ние). Частично погасившись в районе Елшанско-Сергиевской флексуры, к северу от нее давление реализовалось уже только в форме субширотного растяжения и сдвиговой транстензии. Дугообразно изогнутые сбросо-сдвиги вдоль Слепцовской и Хлебновской флексур аппроксимируют вращение блоков, выжимаемых в сторо­ ны из области максимального скучивания. Их повороты естественно связывать с общим изгибом коры к северу, вызванным давлением с юга .

Новейший свод Общего Сырта, в отличие от большинства вышеохарактеризованных районов, формировался при существенном участии субмеридионального новейшего растяжения. Оно выразилось в формировании субширотных грабенов мела среди пород пермотриаса и серии выраженных в структуре доплиоценовых и плиоценовых отложений, обращенных к югу субширотных сбросов, которые раз­ деляют полого наклоненные к северу блоки. Таким образом, растяжение здесь про­ явилось в форме простого сдвига со скашиванием к северу наверху и к югу - внизу .

Однако под этим деформационным этажем, лучше всего проявленным в поверхно­ стных горизонтах чехла (мезозой и особенно кайнозой), на уровне фундамента и низов палеозоя фиксируется пакет довольно сильно сжатых линейных складок суб­ широтного простирания, которые, как и находящиеся рядом восточные ветви Жи­ гулевского вала, скошены к северу и осложнены разрывами взбросового типа. Луч­ ше всего надвиговое перекрытие доказано для наиболее высокого здесь и хорошо изученного Оренбургского вала [Хайн, Ломизе, 1995] (И.А. Денцкевич и др., 1997 г.; и др.), с которым связано известное месторождение газа. Линейные склад­ ки выстраиваются в эшелонированные ряды, свидетельствующие о сдвиге вдоль крупнейших диагональных линеаментов - Бузулукского вдоль р. Самары и ЯицкоОренбургского вдоль р. Урал, соответственно правом и левом .

А 45°00/ 46в00/ Рис. 14. Структурная (Л) и геокинематическая (Б) карты Саратовских дислокаций для новей­ шего этапа развития 1,2 - элементы структурной карты (Ю.Д. Горьков, А.П. Козленко, 1979 г.); 1 - стратоизогипсы по реперам внутри юры и мела (а - основные, проведенные через 100 м, б - дополнительные, проведенные через 50 м), 2 - границы участков с разным возрастом сгратоизогипс; 3 - станции наблюдений трещино­ ватости; 4 - оси линейных складок и флексуры; 5 - взбросы и надвиги; б - субвертикальные взбросы (взрезы); 7 - сдвиги; 8 - сбросы; 9 - направления действующего давления; 10 - направления латерально­ го выжимания блоков; 11 - определенные по данным изучения трещинных мезосгруктур направления горизонтальных проекций осей сжатия и растяжения; 1 2 - то же, второстепенные и предположительные Структуры: ЕС - Елшанско-Сергиевский вал, Ко - Корсаковская синклиналь, ОИ - ОркинскоИриновский вал, Сп - Слепцовский вал, Хл - Хлебновский вал. Блоки: Ат - Аткарский, Ка - Карамышский, Ко - Корсаковский, Л Г - Лысогорский, Са - Саратовский, Тр - Тарханский Таким образом, в глубинном этаже Общего Сырта деформация происходила, как и в остальных регионах, во взбросовом и сдвиговом полях напряжений с субме­ ридиональным направлением главного сжатия. По сравнению, однако, с находящи­ мися на том же и даже большем расстоянии от Альпийско-Гималайского пояса реги­ онами Саратовских и Жигулевских дислокаций, где новейшие взбросы и надвиги вы­ ходят непосредственно на поверхность, в пределах Общего Сырта сжатие захватило гораздо более тонкий слой чехла. Связано это, очевидно, с тем, что неотектонически поднятый район Поволжья находится напротив сильно выдвинувшегося к северу Кавказа (Транскавказское поперечное поднятие) и к тому же его кора к началу но­ вейшего этапа была толще (Воронежский массив), чем в Прикаспийской синеклизе, и поэтому более способна передавать напряжения на большое расстояние. Общий Сырт же расположен на простирании Эльбурса, который отставал в северном пере­ мещении блоков, и Каспийской меридиональной полосы погружения, где больше проявлялась тектоника растяжения, чем сжатия. В силу этих причин малоамплитуд­ ные глубинные складки Общего Сырта быстро затухают вверх, замещаясь очень по­ логой моноклиналью, смятой в еле заметные крупные складки. Вместе с тем, поле субмеридионального горизонтального сжатия - субширотного растяжения все-таки улавливается в структуре поверхности по особенностям морфологии и расположения последних и в структурно-кинематических парагенезах трещиноватости .

В целом же общее погружение и выклинивание фронта позднеальпийского сжатия и замещение его растяжением противоположного знака - явный признак приближения к северной периферии зоны динамического влияния Аравийского индентора. Физический смысл возникновения такого растяжения (да еще и с переме­ щением масс навстречу индентору [Копп, 1997]) заключается в том, что обязатель­ но формирующаяся на периферии последнего зона латерального оттока материа­ ла и утонения литосферы (в нашем районе - Западно-Прикаспийский новейший прогиб) может компенсационно нивелироваться (по принципу плотнейшей упаков­ ки пространства) только за счет притока материала снаружи - в данном случае, с севера, а не изнутри: силы, действующие с юга, способны только усилить ее текто­ ническое расчленение [Копп, 1997]. В ряде работ показывается, что область давле­ ния любого индентора состоит из обязательного набора сменяющих друг друга по удалении от последнего зон [Гущенко, 1996; Копп, 1997; Ребецкий, 1997; Rebetsky et al., 1997; Tapponnier, Molnar, 1976]: надвигового поля напряжений (в Периаравийской области это прежде всего Тавр и Загрос, а также Кавказ), сдвигового с выжи­ манием масс по латерали к коллизионному поясу (север Турции и Ирана, Копетдаг, Кавказ), сбросового с растяжением также по латерали (Приволжско-Ергенинский уступ, Западный Прикаспий) и, наконец, сбросового с растяжением по нормали к коллизионному поясу, т.е. уже вдоль движения индентора. Если учесть, что мери­ диональные сбросы предыдущей зоны достигают наибольшего размаха где-то на широте Волгограда - Саратова (судя по наибольшей глубине ложа Западно-При­ каспийского плиоцен-четвертичного прогиба), то севернее уже можно ожидать по­ явления четвертой зоны, замыкающей вышерассмотренный латеральный ряд .

Обсуждение результатов: некоторые общие особенности позднеальпийской деформации платформ юго-восточной Европы Геокинематическая интерпретация регионального структурного рисунка .

На самом юге исследованного района имеется домен правых сдвигов северо-за­ падного простирания - от Мангышлака до Донбасса (рис. 15). Левые сдвиги сгруппированы севернее: в районах Нижнего-Среднего Поволжья и на севере Прикаспия. Они ориентированы в целом на северо-восток, однако их простира­ ние меняется от почти меридионального на западе до субширотного на востоке .

На самом западе района, на меридиане Транскавказского поперечного поднятия, Р и с. 15. Г е о к и н е м а т и ч е с к а я к а р т а К а с п и й с к о г о р е г и о н а д л я н о в е й ш е г о э т а п а р а з в и т и я 1 - мегаскладки и валы; 2 - надвиги и взбросы; 3 - сдвиги; 4 - сбросы; 5 - главное направление да­ вления Аравийской плиты; 6 - локальные участки концентрации давления; 7 - направления латерально­ го выжимания блоков; 8 - направления горизонтального растяжения находится домен субширотных взбросов и надвигов, которые восточнее, около Прикаспийской впадины, замещаются субмеридиональными сбросами. И, нако­ нец, на самом востоке опять появляются структуры сжатия, только уже мериди­ онального простирания - послеэоценовый надвиг Мугоджар и линейные складки Актюбинского Приуралья .

Такая конфигурация структурного рисунка позволяет сделать следующий геокинематический вывод .

Напротив Аравийского клина и Кавказа платформенная область Юго-Восточ­ ной Европы на новейшем этапе испытала повышенное сжатие, которое реализова­ лось, во-первых, в поддвиге коры и надвигообразовании прямо напротив зоны дав­ ления и, во-вторых, в латеральном выжимании материала из этой зоны к востоку, в направлении Туранского коридора между зонами давления Аравии и Индии. При­ каспийский блок в этом поле деформаций выжался к востоку и юго-востоку, с не­ которым поворотом по часовой стрелке. Область его отрыва маркируется Запад­ но-Прикаспийским прогибом .

Если соотносить эту картину платформенных горизонтальных движений с эле­ ментами зоны динамического влияния Аравии, то можно видеть, что область рас­ тяжения в Прикаспии надстраивает осевую зону внедрения (Центральный Эльбурс и Южно-Каспийская впадина), где структурный рисунок определяется симметрич­ но расходящимися левыми и правыми сдвигами, а также субмеридиональными сбросами, роль которых увеличивается к северу. Область повышенного сжатия в районе Транскавказского поперечного поднятия находится перед выдвинувшимся к северу Кавказским клином, а домен правых сдвигов кряжа Карпинского и Донбас­ са продолжает таковой Кавказа и Анатолии .

Правда, в этом поле деформаций от­ сутствует одно важное звено - левые сдвиги, которые могли бы считаться продол­ жением левых сдвигов Северо-Восточного Ирана и Западного Копетдага: вместо них в новейшей структуре западной части Туранской плиты (Мангышлак и Туаркыр), как и во фронтальной части Копетдага, развиваются исключительно правые сдвиги. Здесь, таким образом, как и в самом коллизионном поясе, сказывается про­ дольная асимметрия зоны внедрения, скорее всего, вызванная вращением индентора против часовой стрелки. В существенной мере она могла дополнительно уси­ литься здесь и за счет латерального выжимания масс во впадины Каспия .

Тем не менее левые сдвиги - аналоги Восточной краевой зоны внешней облас­ ти индентации - все же присутствуют: они сместились к самой периферии послед­ ней (Среднее Поволжье, север Прикаспия), и их конфигурация свидетельствует о противоположном (по часовой стрелке) повороте Прикаспийского блока. Такое разнонаправленное вращение более внутренней и более внешней областей зоны внедрения естественно связывать с вышеупомянутым “эффектом шестереночной передачи” (см. рис. 6). Сама же осевая зона внедрения (ось растекания) на платфор­ ме сместилась еще дальше к западу, надстраивая Кавказский синтаксис и Транскав­ казское поперечное поднятие .

Позиция внутриштатных дислокаций в единой динамо-кинематической зональ­ ности области давления Аравийской плиты. Вышеприведенный материал показы­ вает, что новейшие структуры платформ Юго-Восточной Европы формировались при существенной роли субмеридионального укорочения и субширотного удлине­ ния, как и находящиеся южнее структуры Альпийско-Гималайского пояса. Кроме того, обладающие разным режимом горизонтальных движений крупные домены и блоки платформенной области надстраивают таковые внутренних областей пос­ леднего, причем и там и там наблюдаются принципиально сходные геокинематические структурные ансамбли, образовавшиеся при латеральном выжимании, изгибе и вращении в горизонтальной плоскости. Все это достаточно определенно показы­ вает, что внутриштатная деформация контролировалась коллизионными процесса­ ми. О том, что давление было направлено именно с юга, а не с севера, свидетельст­ вуют и некоторые специфические структурные рисунки, в частности, симметрично расходящиеся к северу сдвиги разного знака (“горизонтальные грабены”), присут­ ствующие, в частности, в зонах Саратовских и Жигулевских дислокаций .

Однако наиболее существенный аргумент в пользу южного источника напря­ жений - это общая и для коллизионного пояса и для платформ, направленная к се­ веру смена деформационных (динамокинематических) зон, возникающих при индентации. На самом юге (Тавр, Загрос) это зона надвигов, севернее (Закавказье, Северный Иран) - зона транспрессии с нарастанием роли сдвиговой деформации к северу, еще севернее (Большой Кавказ и Копетдаг) - зона проявления сдвиговой деформации в ее классическом виде, кряж Карпинского и Мангышлак - зона транстензии и, наконец, Прикаспийский регион и Среднее Поволжье - зона нарастания деформации растяжения .

При этом, как показали результаты наших исследований, внутри последней следует выделять две самостоятельные зоны. На юге (Приволжско-Ергенинский уступ и Западный Прикаспий) растяжение преимущественно субширотное, т.е. та­ кое же, как и в прилегающей части Альпийско-Гималайского пояса. Однако на се­ вере (Общий Сырт, Северный Прикаспий) оно становится уже прямо поперечным (субмеридиональным) - как и должно быть на периферии области индентации. Ра­ стяжение такого рода играет пассивную (компенсационную) роль, сглаживая тек­ тонический рельеф зоны латерального оттока материала, и, таким образом, час­ тично нейтрализует эффект индентации [Копп, 1997]. Соответственно оно замыка­ ет область динамического влияния Аравии на севере .

Аналогия Западного Прикаспия с Байкалом. Данные о широтном и меридио­ нальном растяжении на юго-востоке Русской платформы, кроме всего прочего, да­ ют возможность считать, что на крайнем севере зоны динамического влияния Ара­ вии формируется область коллизионного растяжения наподобие Байкала или Рейн­ ского грабена, только без вулканизма [Копп, 1998]. Общеизвестно, что любой штамп, внедряющийся в материал, растягивает его на периферии области внедре­ ния. Не представляют исключения в этом смысле и штампы, внедряющиеся по го­ ризонтали, и соответствующий механизм был в свое время предложен для происхо­ ждения Байкала и Рейнского грабена [Tapponnier, Molnar, 1976]. Структура же, ко­ торая замыкала бы соответствующим образом зону влияния Аравийского индентора, не была известна, и в этом смысле полученные результаты восполняют сущест­ вовавший пробел .

В этом случае находящийся на западе этой области более древний (миоцено­ вый) Окско-Донской меридиональный бассейн можно связывать с давлением Ара­ вии в раннем миоцене, когда она поворачивалась к северо-западу, а более восточ­ ный и молодой (плиоцен-четвертичный) Западно-Прикаспийский - с резким ее раз­ воротом к северу на рубеже миоцена-плиоцена .

Глубинность деформации. Возникает естественное недоумение, каким образом альпийская деформация сумела распространиться так далеко на север в тело плат­ формы. Этот сложный вопрос далек от своего разрешения, однако уже сейчас яс­ но, что напряжения передавались через платформенный фундамент. Почти для всех рассмотренных регионов геофизиками доказано постепенное усложнение структуры сверху вниз. Как правило, фундамент участвует в альпийском структур­ ном рисунке, причем особенно сильно он сжат и приподнят в зонах широтного про­ стирания, перпендикулярных действующему давлению (Жигули, кряж Карпинско­ го, Оренбургский вал) .

Еще одно свидетельство глубинности горизонтального сжатия - противоречие между региональным структурным рисунком и морфологией структур чехла. С од­ ной стороны, структурный рисунок свидетельствует о значительных, до первых де­ сятков километров, горизонтальных перемещениях, сопровождаемых вращением сдвигов. С другой же, на поверхности мы обычно никаких сдвигов не находим и их место занимают очень пологие диагональные флексуры, часто вообще без разры­ ва сплошности, или зоны кулисных брахискладок. Кроме того, в поверхностной трещиноватости преобладают сбросы и раздвиги: они образуют как бы шум, в ко­ тором “плавают” трещины другой кинематики .

Очевидно, единственный путь, позволяющий выйти из указанного противоре­ чия, это предполагать динамическую расслоенность платформенной коры. Для бо­ лее образного восприятия того, что здесь подразумевается, можно привести извест­ ную метафору У. Черчилля о борьбе бульдогов под ковром. Если “бульдоги”, ко­ торые символизируют блоки фундамента, могут передвинуться на значительные дистанции по горизонтали, то тяжелый “ковер”, т.е. платформенный чехол, не ис­ пытывает вообще никаких горизонтальных перемещений и только приподымается над тем местом, куда приполз “бульдог“, и, соответственно, опускается там, откуда он выполз .

Иными словами, на глубине должны существовать поверхности срыва, разгра­ ничивающие деформационные этажи. При этом совершенно необязательно такие поверхности будут протягиваться на огромные расстояния: они могут развиваться только на участках концентрации напряжений. И в данном смысле весьма важны неоднократно приводившиеся выше признаки локализации новейшей деформации в зависимости от неоднородностей геологического субстрата: альпийское сжатие концентрируется прежде всего в палеозойских авлакогенах, сдвиги приурочивают­ ся к границам сред разной вязкости, например, к бортам Воронежского и Ростов­ ского выступов фундамента. Тем не менее неоднородности среды контролируют лишь конкретное местоположение структур, но не их региональный ансамбль .

В заключение данного раздела подчеркнем некоторые общие и для Альпий­ ского пояса, и для платформ Юго-Восточной Европы особенности новейшей де­ формации .

В е р г е н т н о с т ь. Вряд ли случайно то обстоятельство, что большинство внутриплитных флексур и взбросов имеют южную экспозицию - такую же, как и надвиги Альпийско-Гималайского пояса на всем его пересечении от сутуры Битлис до Большого Кавказа. Это позволяет считать, что простой сдвиг, или скашивание, в вертикальной плоскости, инициированный поддвигом Аравийской плиты под Ев­ разию, продолжается далеко на север. Исключение представляют только самые се­ верные - Жигулевский и Оренбургский северовергентные взбросы, но их, навер­ ное, можно считать чем-то вроде ретрошарьяжей, замыкающих всю эту зону внут­ риплитных деформаций .

П е р и о д и ч н о с т ь ф о р м и р о в а н и я с т р у к т у р ы. Вторая об­ щая черта, отмеченная еще Н.С. Шатским [1948] - удивительная синхронность но­ вейших тектонических фаз в Альпийско-Гималайском поясе (например, на Кавка­ зе) и на соседних платформах. Причем фазы совпадают не только по своему уров­ ню, но и по относительной интенсивности .

Если еще добавить, что все эти фазы или эпохи деформаций совпадают [Копп, 1997] с фазами рифтогенеза и спрединга в Красном море, то в таком аспекте един­ ство орогенеза и горизонтальных движений на платформах и в коллизионном поя­ се представляется уже не только вполне естественным, но даже и необходимым .

ВЫВОДЫ

1. Новейшая структура платформ Юго-Восточной Европы образовалась под воздействием направленного к северу давления Аравийской плиты, передававше­ гося через Кавказско-Иранский сегмент Альпийско-Гималайского коллизионного пояса и далее - через платформенный фундамент. Общность новейшей деформа­ ции платформенных территорий и коллизионного пояса проявилась в единстве ре­ гионального структурного рисунка, единстве напряжений, одновременности текто­ нических фаз и одинаковой южной вергентности зон сжатия .

2. Давление Аравии в пределах платформ Юго-Восточной Европы реализова­ лось поддвигом блоков к северу и латеральным выжиманием материала, направ­ ленным из зоны давления, главным образом, к востоку и юго-востоку - в сторону Прикаспийской впадины и Туранского коридора между зонами влияния Аравий­ ского и Индийского инденторов .

3. На севере область динамического влияния Аравии представлена меридио­ нальными структурами растяжения Западно-Прикаспийского и, возможно, ОкскоДонского неотектонических бассейнов. Их следует рассматривать в качестве раз­ вивающихся (скрытых?) рифтов, которые занимают ту же структурную позицию по отношению к Периаравийской коллизионной области, что Байкальский и Рейн­ ский грабены - к Перииндийской и Периапулийской областям. Еще дальше к севе­ ру область динамического влияния Аравии полностью замыкается уже субширот­ ными структурами растяжения, имеющими компенсационную природу (Северный Прикаспий, Общий Сырт и, возможно, продолжающий его новейший свод Сокских Яров) .

4. Принципиально возможен прогноз глубинной структуры и направлений го­ ризонтальных перемещений блоков фундамента платформы по особенностям структурного рисунка ее чехла .

Работа поддержана Российским фондом фундаментальных исследований (гран­ ты № 96-05-65870, 97-07-90074 и 99-05-65366) и международной программой “РепTethys” (грант № 95-96-41). В ходе исследования автор консультировался с О.И. Гущенко, Ю.Г. Леоновым, А.В. Лукьяновым, Л.М. Расцветаевым и В.Е. Хаиным. Ав­ тор глубоко благодарен всем перечисленным коллегам и организациям .

ЛИ ТЕРАТУРА

Абдуллаев Р.Н., Афанасьев ГД., Кондаков Л Л. Мезо-кайнозойские магматические формации ТалышДагестанской субмеридиональной зоны // Магматические формации Кавказа и юга Восточно-Ев­ ропейской платформы. М.: Наука, 1977. С 126-148 .

Абрамович И.И., Засеев В.Г. Шолевая тектоника и кайнозойский магматизм Малого Кавказа // Геоди­ намика Кавказа. М.: Наука, 1989. С. 170-181 .

Андреев В.Н., Вайнбаум С.Я., Поляков В.А. и др. О строении восточной части Жигулевского вала в свя­ зи с перспективами нефтегазоносности // Геология нефти и газа. 1963. № 12. С. 6-11 .

Арган Э. Тектоника Азии. М.: ОНТИ, 1935. 192 с .

Аширов К.Б., Еланский Л.Н., Поляков В.А., Хайкин Л.Г. К вопросу о строении Жигулевской системы дислокаций // Тр. Куйбышев. НИИ нефт. пром-сти. 1966. Вып. 36: Геология, геохимия, геофизика .

С. 103-109 .

Буртман В.С. Кинематика Карпатской структурной петли // Геотектоника. 1984. № 3. С. 17-31 .

Буртман В.С., Лукьянов А.В., Пейве А.В., Руженцев С.В. Горизонтальные перемещения по разломам и некоторые методы их изучения // Разломы и горизонтальные движения земной коры. М.: Изд-во АН СССР, 1963а. С. 5-34. (Тр. ГИН АН СССР; Вып. 80) .

Буртман В.С., Пейве А.В., Руженцев С.В. Главные сдвиги Тянь-Шаня и Памира // Там же. 19636 .

С 152-172 .

Волож Ю.А., Волчегурский Л.Ф., Грошев В.Г., Шишкина Т.Ю. Типы соляных структур Прикаспийской впадины // Геотектоника. 1997. № 3. С. 41-56 .

Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. 536 с .

Григорьянц Б.В., Мурадян В.М., Тагиев Э.А. Погребенная структура мезозоя в прибрежной полосе осе­ вой зоны Юго-Восточного Кавказа // Азерб. нефт. хоз-во. 1967. № 12 .

Грязнов Н.К., Силонов Ф А. Особенности строения и тектонического развития западной части Жигу­ левской дислокации и нефтеносность палеозойских отложений // Геологическое строение и нефтегазоносность районов Волго-Уральской области, Кавказа и Предкавказья. Л.: Гос. науч.-тех. издво нефт. и горно-топлив. лит., 1961. С. 40-52. (Тр. ВНИГНИ; Вып. 34) .

Гущенко О.И. Сейсмотектонический стресс-мониторинг литосферы: структурно-кинематический прин­ цип и основные элементы алгоритма / / Докл. РАН. 1996. Т. 346, № 3. С. 399-402 .

Долицкий В.А., Берман Л.И. Обнаружение скважиной взброса на западном окончании Жигулевского вала//Д окл. АН СССР. 1961. Т. 138, № 6. С. 1413-1416 .

Зарщиков А А., Копп МЛ. О природе Ергенинского уступа (Северо-Западный Прикаспий) // Бюл. МОИП .

Отд. геол. 1999. № 6 .

ЗоненшайнЛ.П.,Деркур Ж., Казьмин В.Г. и др. Эволюция Тетис// История океана Тетис. М.: Ин-т оке­ анологии АН СССР, 1987. С. 104-115 .

ЗоненшайнЛ.П., Кузьмин М.И., НатаповЛ.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. Кн. 2 .

М.: Недра, 1990. 334 с .

Казьмин Л Л., Горелов А А., Чирук Г.Н. Количественная оценка соответствия структурных планов ло­ кальных поднятий Куйбышевской области // Нефтегазовая геология и геофизика. 1983. Вып. 1 .

С. 4-6 .

Коноваленко С.С., Ткаченко И.С. Новые данные о строении и времени формирования Жигулевской дис­ локации // Геологические предпосылки и методика поисков залежей нефти в Волго-Уральской провинции. М., 1979. С. 74-^77. (Тр. ИГиРГИ; Вып. 24) .

Копп М Л. О происхождении поперечных складчатых зон эпигеосинклинальных орогенических пояКопп М Л. Генетические связи глиняных диапиров, грязевых вулканов и структур горизонтально­ го сжатия (на примере Алятской гряды Юго-Восточного Кавказа) // Там же. 1985. № 3 .

С. 62-74. / Копп М Л. Кинематика Кавказа на орогенном этапе // Геодинамика Кавказа. М, 1989. С. 113-122 .

Копп М Л. Мегаструктуры горизонтального выжимания в Альпийско-Гималайском орогенном поясе:

Автореф. ди с.... д-ра геол.-минерал, наук. М., 1991а. 35 с .

Копп М Л. Трансгрессивно-регрессивная цикличность и фазы олистостромообразования верхнего мелапалеогена флишевой зоны южного склона Восточного Кавказа. Ст. 2. Фазы олистостромообразо­ вания // Бюл. МОИП. Отд. геол. 19916. Т. 66, вып. 1. С. 13-23 .

Копп М Л. Поперечные перемещения в складчатых поясах и связанные с ними структурные рисунки // Геотектоника. 1994. № 4. С. 38-51 .

Копп М Л. Трансевразийский (Балтийско-Иранский) правый сдвиг в палеогене // Докл. РАН. 1996 .

Т. 349, № 6. С. 795-799 .

Копп М Л. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. М.:

Научный мир, 1997. 314 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 506) .

Копп М Л. Новейшая структура Скифской и юга Восточно-Европейской платформ как результат дав­ ления Аравийской плиты // Тектоника и геодинамика: Общие и региональные аспекты: Материа­ лы совещ. М., 1998. Т. 1. С. 256-259 .

Копп М Л. Трансевразийский правый сдвиг вдоль линии Торнквисга и предполагаемая кинематика Во­ сточно-Европейской субплиты в кайнозое // Теоретические и региональные проблемы геодинами­ ки. М.: Наука, 1999а. (Тр. ГИН РАН; Вып. 515) .

Копп М Л. Новейшие деформации Скифской и юга Восточно-Европейской плит как результат давле­ ния Аравийской плиты // Геотектоника. 19996. № 6 .

Копп МЛ., Аджамян Ж., Ильяс К., Факиани Ф., Хафез А. Механизм формирования присдвигового гра­ бена Эль Габ (Сирия) и проблема пропагации Левантинского трансформного разлома // Геотекто­ ника. 1999а. № 5. С. 67-79 .

Копп МЛ., Егоров Е.Ю., Зарщиков А Л. О происхождении Приволжско-Ергенинского уступа // Изв .

ВУЗов. Геология и разведка. 1999 б. № 4. С. 21-37 .

Копп МЛ., Леонов Ю.Г., Аджамян Ж. Деформация запада Аравийской плиты как результат сдвига по Левантскому разлому // Геотектоника. 1994. № 3. С. 61-77 .

Копп МЛ., Тверитинова Т.Ю. Кинематика Жигулевского новейшего разлома // Бюл. МОИП. Отд. геол .

1999а. Т. 74, вып. 5. С. 18-29 .

Копп МЛ., Тверитинова Т.Ю. О происхождении Доно-Медведицких дислокаций // Бюл. МОИП. Отд .

геол. 1999 б. Т. 74, вып. 6 .

Копп МЛ., Щерба И.Г. Кавказский бассейн в палеогене // Геотектоника. 1998. № 2. С. 29-50 .

Короновский Н.В. Аграхан-Тбилисско-Левантийская зона - важнейшая структура Кавказского региона //Докл. РАН. 1994. Т. 337, № 1. С. 75-79 .

Корнемагин В.А., Емец В.С. Особенности развития тектонической структуры и поля напряжений Дон­ басса и Восточного Приазовья // Геотектоника. 1987. № 3. С. 49-54 .

Курдин Н.Н. Пирсагат-Сальянская зона разрывов Юго-Восточного Кавказа: морфокинематический анализ // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1987. Т. 62, вып. 2. С. 31-39 .

Леонов М.Г. Дикий флиш Альпийской области. М.: Наука, 1975. 139 с .

Леонов Ю.Г. Платформенная тектоника в свете представлений о тектонической расслоенности земной коры // Геотектоника. 1991. № 6. С. 3-21 .

Леонов Ю.Г. Напряжения в литосфере и внутриплитная тектоника // Там же. 1995. № 6. С. 3-21 .

Лобов В.А., Кавеев И.Х. О некоторых аспектах изучения надвиговых дислокаций в Волго-Уральской провинции //Т р. Татар, гос. н.-и. и проект, ин-та нефт. пром-сти. 1975. Вып. 30: Геология, разра­ ботка нефтяных месторождений, физика и гидродинамика пласта. С. 27-33 .

Лобов В.А., Кавеев И.Х., Ханин И Л. и др. О надвиговой природе Карлово-Сытовского поднятия Жигу­ левской дислокации // Геология нефти и газа. 1974. № 7. С. 33-36 .

Макаров В.И. Региональные особенности новейшей геодинамики платформенных территорий в связи с оценкой их сейсмической активности // Недра Поволжья и Прикаспия. 1996. № 3: Спец. вып .

С. 53-60 .

Машкович Х.А., Шорников Б.Я., Шебалдина М.Г. О строении Елшанско-Сергиевского вала // Геология нефти и газа. 1970. С. 42-46 .

Милановский Е.В. Очерк геологии Среднего и Нижнего Поволжья. М.: Госгоптехиздат, 1940. 276 с .

Милановский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: рифтогенез на древних платформах. М.: Недра, 1983 .

280 с .

Павлов А.П. О новом выходе каменноугольного известняка в Саратовской губернии и о дислокациях правого побережья Волги // Bui. Soc. Natur. Moscou. 1896. T. X, N 4. P. 81-85 .

Панов Д.Г. О неотектонике Волго-Донских равнин // Геологическое строение и полезные ископаемые Волго-Донского региона. Ростов н/Д: Изд-во Рост, ун-та, 1965. С. 69-83 .

Пейве А.В. Тектоника и магматизм // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. № 3. С. 36-55 .

Расцветаев Л.М. Некоторые особенности позднеальпийской структуры орогенических областей юга СССР и тектонические напряжения новейшего времени // Новейшая тектоника, новейшие отложе­ ния и человек. М.: Изд-во МГУ, 1973. Вып. 57. С. 57-108 .

Расцветаев Л.М. Сдвиги и альпийская геодинамика Кавказского региона // Геодинамика Кавказа. М.:

Наука, 1989. С. 106-112 .

Расцветаев Л.М., Бирман А.С., Курдин Н.Н. и др. Парагенетический анализ альпийских дизъюнктивов Минераловодского района // Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Наука, 1987 .

С. 96-106 .

Ребецкий ЮЛ. Реконструкция тектонических напряжений и сейсмотектонических деформаций: методи­ ческие основы, поле современных напряжений Юго-Восточной Азии и Океании // Докл. РАН .

1997. Т. 354, № 1. С. 101-104 .

Сборщиков И.М., Савост инЛА., ЗоненшайнЛ.П. Структурная эволюция восточной части Альпийско­ го пояса Евразии: (современная кинематика) // Геотектоника. 1981. № 6. С. 92-108 .

Сим Л.А. Неотектонические поля напряжений Восточно-Европейской плиты и соседних структур: Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал, наук. М., 1996. 41 с .

Суворов А.И. Закономерности строения и формирования глубинных разломов. М.: Наука, 1968. 316 с .

(Тр. ГИН АН СССР; Вып. 179) .

Татар ишвили Л.И., Сепашвили О А., Годердзишвили Г.С. Среднеэоценовые вулканиты аджаро-триалетского типа на южном склоне Большого Кавказа // Бюл. МОИП. Ощ. геол. 1986. Т. 61, вып. 4 .

С. 79-86.. .

Трифонов В.Г., Трубихин В.М., Аджамян Ж. и др. Левантская зона разломов на северо-западе Сирии // Геотектоника. 1991. № 2. С. 63-75 .

Хайн В.Е.,Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 480 с .

Харченко В.М. Инженерно-геологическое районирование семиаридных территорий (на примере Кал­ мыкии): Автореф. дис.... канд. геол.-минерал. наук. М., 1982. 24 с .

Шарданов А.Н., Пекло В.П. Тектоника и история формирования погребенных складок в зоне южного борта Западно-Кубанского прогиба и перспективы нефтегазоносности мезозоя // Тр. Краснодар, фил. ВНИГНИ. 1959. Вып. 1. С. 3-27 .

Шатский Н.С. Б ал ыклейский грабен и дислокации южного Поволжья // Весгн. Моек. горн. акад. 1922 .

Т. 1,№ 1.С. 13-43 .

Шатский Н.С. О глубоких дислокациях, охватывающих и платформы и складчатые области (Поволжье и Кавказ): Сравнительная тектоника древних платформ. Ст. 4 // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948 .

№ 5. С. 39-66 .

Щукин Ю.К. Глубинная сейсмотектоника Северной Евразии // Недра Поволжья и Прикаспия. 1996 .

№ 13: спец. вып. С. 6-10 .

Якушова А.Ф., Сягаев Н.А., Чистяков А А. Методика и некоторые результаты структурно-геоморфо­ логических исследований в Восточном Предкавказье и Северо-Западном Прикаспии // Структур­ но-геоморфологические исследования в Прикаспии. Л., 1962. Вып. 7. С. 346-377 .

Ятченко Л Д. О возрасте диагональных разрывов Западного Копетдага // Изв. АН ТССР. Сер. физ.техн., хим. и геол. наук. 1966. М 4. С. 127-128 .

® Adamija ShA., Lordkipanidze М.В., Zakariadze G.S. Evolution of an active continental margin as exemplified by the Alpine history of the Caucasus // Tectonophysics. 1977. Vol. 40. P. 183-199 .

Atlas Tethys. Palaeoenvironmental maps / Ed. J. Dercourt et al., 1993 .

Bartov Y., Steinitz G., Eyal M., Eyal Y. Sinistral movement along the Gulf of Aqaba - its age and relation to the opening of the Red Sea // Nature. 1980. Vol. 285. P. 220-222 .

Bazhenov M L. Palaeomagnetism of Cretaceous and Palaeogene sedimentary rocks from the Kopet-Dagh and its tec­ tonic implications //Tectonophysics. 1987. Vol. 136, N 3/4. P. 223-237 .

Berberian M. An explanatory note on the first seismotectonic map of Iran: A seismotectonic review of the country // Geol. Surv. Iran. Rep. 1976. N 39. P. 7-141 .

Bergerat F. Paleoconstraintes et evolution Tectonique paleogene du Foss Rhenen // C.r. Acad. sci. 1983. Vol. 297, N 1. P. 77-80 .

Bergougnan H., Fourquin C. Paleo-, tardi- and neotectonic mechanisms of the present North Anatolian fault zone in the light of the structural history of the Eurasian margin in the Pontic Ranges // Proc. Intern. Symp .

Multidiscipl. Appr. Earthquake Predict Istanbul, 1980. P. 23-42 .

Bina M.M., Bukor I., Prevot M. et al. Paleomagnetism, petrology and geochronology of Tertiary magmatic and sedi­ mentary units from Iran //Tectonophysics. 1986. Vol. 121. P. 303-329 .

Bocaletti M., Manetti P. The main unconformities and tectonic events in the Pontides // Boll, geofis. Teor. ed appl .

1988. Vol. 30. P. 117-118 .

De Mets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions // Geophys. J. Intern. 1990. Vol. 101 .

P. 425-478 .

Freund R., Garfunkel Z.f Zak I. et al. The shear along the Dead Sea rift // Philos. Trans. Roy. Soc. London A. 1970 .

Vol. 267. P. 107-130 .

Garfunkel Z. Internal structure of the Dead Sea leaky transform (rift) in relation to plate kinematics // Tectonophysics. 1981. Vol. 80. P. 81-108 .

Girdler R.W. The Dead Sea transform fault system // Ibid. 1990. Vol. 180, N 1. P. 1-13 .

Gordon R.G., Jurdi D.M. Cenozoic global plate motions // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 91, N B12 .

P. 12389-12406 .

Копп МЛ. Генетические связи глиняных диапиров, грязевых вулканов и структур горизонтально­ го сжатия (на п р и м е р Алятской гряды Юго-Восточного Кавказа) // Там же. 1985. № 3 .

С. 62-74. / Копп МЛ. Кинематика Кавказа на орогенном этапе // Геодинамика Кавказа. М., 1989. С. 113-122 .

Копп МЛ. Мегаструктуры горизонтального выжимания в Альпийско-Гималайском орогенном поясе:

Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал, наук. М., 1991а. 35 с .

Копп МЛ. Трансгрессивно-регрессивная цикличность и фазы олистосгромообразования верхнего мелапалеогена флишевой зоны южного склона Восточного Кавказа. Ст. 2. Фазы олистостромообразования // Бюл. МОИП. Отд. геол. 19916. Т. 66, вып. 1. С. 13-23 .

Копп МЛ. Поперечные перемещения в складчатых поясах и связанные с ними структурные рисунки // Геотектоника. 1994. № 4. С. 38-51 .

Копп МЛ. Трансевразийский (Балтийско-Иранский) правый сдвиг в палеогене // Докл. РАН. 1996 .

Т. 349, № 6. С. 795-799 .

Копп МЛ. Структуры латерального выжимания в Альпийско-Гималайском коллизионном поясе. М.:

Научный мир, 1997. 314 с. (Тр. ГИН РАН; Вып. 506) .

Копп МЛ. Новейшая структура Скифской и юга Восточно-Европейской платформ как результат дав­ ления Аравийской плиты // Тектоника и геодинамика: Общие и региональные аспекты: Материа­ лы совещ. М., 1998. Т. 1. С. 256-259 .

Копп МЛ. Трансевразийский правый сдвиг вдоль линии Торнквисга и предполагаемая кинематика Во­ сточно-Европейской субплиты в кайнозое // Теоретические и региональные проблемы геодинами­ ки. М.: Наука, 1999а. (Тр. ГИН РАН; Вып. 515) .

Копп МЛ. Новейшие деформации Скифской и юга Восточно-Европейской плит как результат давле­ ния Аравийской плиты // Геотектоника. 19996. № 6 .

Копп МЛ., Аджамян Ж., Ильяс К., Факиани Ф., Хафез А. Механизм формирования присдвигового гра­ бена Эль Габ (Сирия) и проблема пропагации Левантинского трансформного разлома // Геотекто­ ника. 1999а. № 5. С. 67-79 .

Копп МЛ., Егоров Е.Ю., Зар щиков А Л. О происхождении Приволжско-Ергенинского уступа // Изв .

ВУЗов. Геология и разведка. 1999 б. № 4. С. 21-37 .

Копп МЛ., Леонов Ю.Г., Аджамян Ж. Деформация запада Аравийской плиты как результат сдвига по Левантскому разлому // Геотектоника. 1994. № 3. С. 61-77 .

Копп МЛ., Тверитинова Т.Ю. Кинематика Жигулевского новейшего разлома // Бюл. МОИП. Отд. геол .

1999а. Т. 74, вып. 5. С. 18-29 .

Копп МЛ., Тверитинова Т.Ю. О происхождении Доно-Медведицких дислокаций // Бюл. МОИП. Отд .

геол. 1999 б. Т. 74, вып. 6 .

Копп МЛ., Щерба И.Г. Кавказский бассейн в палеогене // Геотектоника. 1998. № 2. С. 29-50 .

Короновский Н.В. Аграхан-Тбилисско-Левантийская зона - важнейшая структура Кавказского региона //Докл. РАН. 1994. Т. 337, № 1. С. 75-79 .

Корчемагин В.А., Емец В.С. Особенности развития тектонической структуры и поля напряжений Дон­ басса и Восточного Приазовья // Геотектоника. 1987. № 3. С. 49-54 .

Курдин Н.Н. Пирсагат-Сальянская зона разрывов Юго-Восточного Кавказа: морфокинематический анализ // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1987. Т. 62, вып. 2. С. 31-39 .

Леонов М.Г. Дикий флиш Альпийской области. М.: Наука, 1975. 139 с .

Леонов Ю.Г. Платформенная тектоника в свете представлений о тектонической расслоенности земной коры // Геотектоника. 1991. № 6. С. 3-21 .

Леонов Ю.Г. Напряжения в литосфере и внутриплитная тектоника // Там же. 1995. № 6. С. 3-21 .

Лобов В.А., Кавеев И.Х. О некоторых аспектах изучения надвиговых дислокаций в Волго-Уральской провинции // Тр. Татар, гос. н.-и. и проект, ин-та нефт. пром-сти. 1975. Вып. 30: Геология, разра­ ботка нефтяных месторождений, физика и гидродинамика пласта. С. 27-33 .

Лобов В.А., Кавеев И.Х., Ханин ИЛ. и др. О надвиговой природе Карлово-Сытовского поднятия Жигу­ левской дислокации // Геология нефти и газа. 1974. № 7. С. 33-36 .

Макаров В.И. Региональные особенности новейшей геодинамики платформенных территорий в связи с оценкой их сейсмической активности // Недра Поволжья и Прикаспия. 1996. № 3: Спец. вып .

С. 53-60 .

Машкович Х.А., Шорников Б.Я., Шебалдина М.Г. О строении Елшанско-Сергиевского вала // Геология нефти и газа. 1970. С. 42-46 .

Милановский Е.В. Очерк геологии Среднего и Нижнего Поволжья. М.: Гостоптехиздат, 1940. 276 с .

Миланавский Е.Е. Рифтогенез в истории Земли: рифтогенез на древних платформах. М.: Недра, 1983 .

280 с .

Павлов А.П. О новом выходе каменноугольного известняка в Саратовской губернии и о дислокациях правого побережья Волги // Bui. Soc. Natur. Moscou. 1896. T. X, N 4. P. 81-85 .

Панов Д.Г. О неотектонике Волго-Донских равнин // Геологическое строение и полезные ископаемые Волго-Донского региона. Ростов н/Д: Изд-во Рост, ун-та, 1965. С. 69-83 .

Пейве А.В. Тектоника и магматизм // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1961. № 3. С. 36-55 .

Расцветаев Л.М. Некоторые особенности позднеальпийской структуры орогенических областей юга СССР и тектонические напряжения новейшего времени // Новейшая тектоника, новейшие отложе­ ния и человек. М.: Изд-во МГУ, 1973. Вып. 57. С. 57-108 .

Расцветаев Л.М. Сдвиги и альпийская геодинамика Кавказского региона // Геодинамика Кавказа. М.:

Наука, 1989. С. 106-112 .

Расцветаев Л.М., Бирман А.С., Курдин Н.Н. и др. Парагенетический анализ альпийских дизъюнктивов Минераловодского района // Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Наука, 1987 .

С. 96-106 .

Ребецкий ЮЛ. Реконструкция тектонических напряжений и сейсмотектонических деформаций: методи­ ческие основы, поле современных напряжений Юго-Восточной Азии и Океании // Докл. РАН .

1997. Т. 354, № 1. С. 101-104 .

Сборщиков И.М., СавостинЛА., ЗоненшайнЛ.П. Структурная эволюция восточной части Альпийско­ го пояса Евразии: (современная кинематика) // Геотектоника. 1981. № 6. С. 92-108 .

Сим Л.А. Неотектонические поля напряжений Восточно-Европейской плиты и соседних структур: Автореф. дис.... д-ра геол.-минерал, наук. М., 1996. 41 с .

Суворов А.И. Закономерности строения и формирования глубинных разломов. М.: Наука, 1968. 316 с .

(Тр. ГИН АН СССР; Вып. 179) .

Татаришвили Л.И., Сепашвили ОА., Годердзишвили Г.С. Среднеэоценовые вулканиты аджаро-триалетского типа на южном склоне Большого Кавказа // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1986. Т. 61, вып. 4 .

С. 79-86.. .

Трифонов В.Г., Трубихин В.М., Аджамян Ж. и др. Левантская зона разломов на северо-западе Сирии // Геотектоника. 1991. № 2. С. 63-75 .

Хайн В.Е.,Ломизе М.Г. Геотектоника с основами геодинамики. М.: Изд-во МГУ, 1995. 480 с .

Харченко В.М. Инженерно-геологическое районирование семиаридных территорий (на примере Кал­ мыкии): Автореф. дис.... канд. геол.-минерал, наук. М., 1982. 24 с .

Шарданов А.Н., Пекло В.П. Тектоника и история формирования погребенных складок в зоне южного борта Западно-Кубанского прогиба и перспективы нефтегазоносности мезозоя // Тр. Краснодар, фил. ВНИГНИ. 1959. Вып. 1. С. 3-27 .

Шатский Н.С. Балыклейский грабен и дислокации южного Поволжья // Вести. Моек. горн. акад. 1922 .

Т. 1,№ 1.С. 13-43 .

Шатский Н.С. О глубоких дислокациях, охватывающих и платформы и складчатые области (Поволжье и Кавказ): Сравнительная тектоника древних платформ. От. 4 // Изв. АН СССР. Сер. геол. 1948 .

№ 5. С. 39-66 .

Щукин Ю.К. Глубинная сейсмотектоника Северной Евразии // Недра Поволжья и Прикаспия. 1996 .

№ 13: спец. вып. С. 6-10 .

Якуиюва А.Ф., Сягаев Н.А., Чистяков А А. Методика и некоторые результаты структурно-геоморфо­ логических исследований в Восточном Предкавказье и Северо-Западном Прикаспии // Структур­ но-геоморфологические исследования в Прикаспии. Л., 1962. Вып. 7. С. 346-377 .

Ятченко ЛД. О возрасте диагональных разрывов Западного Копетдага // Изв. АН ТССР. Сер. физ.техн., хим. и геол. наук. 1966. № 4. С. 127-128 .

Adamija ShA., Lordkipanidze М.В., Zakariadze G.S. Evolution of an active continental margin as exemplified by the Alpine history of the Caucasus // Tectonophysics. 1977. Vol. 40. P. 183-199 .

Atlas Tethys. Palaeoenvironmental maps / Ed. J. Dercourt et al., 1993 .

Bartov Y., Steinitz G., Eyal M., Eyal Y. Sinistral movement along the Gulf of Aqaba - its age and relation to the opening of the Red Sea // Nature. 1980. Vol. 285. P. 220-222 .

Bazhenov M.L. Palaeomagnetism of Cretaceous and Palaeogene sedimentary rocks from the Kopet-Dagh and its tec­ tonic implications //Tectonophysics. 1987. Vol. 136, N 3/4. P. 223-237 .

Berberian M. An explanatory note on the first seismotectonic map of Iran: A seismotectonic review of the country // Geol. Surv. Iran. Rep. 1976. N 39. P. 7-141 .

Bergerat F. Paleoconstraintes et evolution Tectonique paleogene du Foss Rhenen // C.r. Acad. sci. 1983. Vol. 297, N 1. P. 77-80 .

Bergougnan H., Fourquin C. Paleo-, tardi- and neotectonic mechanisms of the present North Anatolian fault zone in the light of the structural history of the Eurasian margin in the Pontic Ranges // Proc. Intern. Symp .

Multidiscipl. Appr. Earthquake Predict Istanbul, 1980. P. 23-42 .

Bina M.M., Bukor I., Prevot M. et al. Paleomagnetism, petrology and geochronology of Tertiary magmatic and sedi­ mentary units from Iran //Tectonophysics. 1986. Vol. 121. P. 303-329 .

Bocaletti M.f Manetti P. The main unconformities and tectonic events in the Pontides // Boll, geofis. Teor. ed appl .

1988. Vol. 30. P. 117-118 .

De Mets C., Gordon R.G., Argus D.F., Stein S. Current plate motions // Geophys. J. Intern. 1990. Vol. 101 .

P. 425-478 .

Freund R.t Garfunkel Z., Zak I. et al. The shear along the Dead Sea rift // Philos. Trans. Roy. Soc. London A. 1970 .

Vol. 267. P. 107-130 .

Garfunkel Z. Internal structure of the Dead Sea leaky transform (rift) in relation to plate kinematics // Tectonophysics. 1981. Vol. 80. P. 81-108 .

Girdler R.W. The Dead Sea transform fault system // Ibid. 1990. Vol. 180, N 1. P. 1-13 .

Gordon R.G., Jurdi DM. Cenozoic global plate motions // J. Geophys. Res. 1988. Vol. 91, N В 12 .

P. 12389-12406 .

Hempton M.K. Constraints on Arabian plate motion and extensional history of the Red Sea // Tectonics. 1987 .

Vol. 6. P. 687-705 .

Hippolyte J.-C., Angelier I., Bergeret F. et al. Tectonicstratigraphic record of paleostress time changes in the Oligocene basins of the Provence, Southern France // Tectonophysics. 1993. Vol. 226. P. 15-35 .

lilies I.H. Intraplate tectonics in stable Europe as related to plate tectonics in the Alpine system // Geol. Rdsch. 1975 .

Vol. 64. P. 677-699 .

Jackson JA., McKenzie D. Active tectonics of Alpine-Himalayan belt between western Turkey and Pakistan // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1984. Vol. 77. P. 185-264 .

Kopp M.L., Ioffe A A., Zarschikov AA. Intraplate deformation of the Scythian and southern East European platforms as a result of pressure from the Arabian plate // Peri-Tethys Programme: III Moscow workshop: Abstracts .

Moscow, 1997. P. 19-20 .

Krenkel E. von. Syrabien // Ztschr. Dt. Geol. Ges. 1941. Bd. 93, N 7/8. S. 357-376 .

Letouzey J., Tremolieres P. Paleo-stress field around the Mediterranean since the Mesozoic from microtectonics .

Comparison with plate tectonic data // Rock Mechanics. 1980. Suppl. 9. P. 173-192 .

Mohajer-Ashjai A., Behzadi H., Berberian M. Reflections on the rigidity of the Lut block and recent crustal defor­ mation in Eastern Iran //Tectonophysics. 1975. Vol. 25, N 3/4. P. 281-301 .

Nikishin A.M., Brunet M.-F., Cloetingh S., Ershov A.V. Northern Peri-Tethyan Cenozoic intraplate deformation:

Influence of the Tethyan collisional belt on the Eurasian continent from Paris to Tien-Shan // C.r. Acad. sci .

Ser. 11a. 1996. T. 329. P. 49-57. _ Nowroosi AA. Focal mechanism of earthquakes in Persia, Turkey, West Pakistan and Afghanistan and plate tectonics of the Middle East Asia// Bull. Seismol. Soc. Amer. 1972. Vol. 62, N 3. P. 215-237 .

Quennell A.M. The Western Arabia rift system. The geological evolution of the East Mediterranean // Geol. Soc .

London. Spec. Publ. 1984. N 17. P. 775-788 .

Rebetsky Yu.L., Mikhailova A.V., Rassanova G.V., Fursova E.V. II. Stress-monitoring: The moderm field of regio­ nal stresses in South East Asia and Oceania: Principles of quasiplastic deforming of fractured media // J .

Earthquake Prediction Res. 1997. Vol. 6. P. 11-36 .

Ricou L.-R., Siddans A. Collision tectonics in the Western Alps // Collis. Tecton. 1986. P. 229-244 .

Ron H.R., Freund R., Eyal I. Block rotation by strike-slip faulting: Structural and paleomagnetic evidence // J .

Geophys. Res. 1984. Vol. 89, N B7. P. 6256-6270 .

Rosendahl B.R. Architecture of continental rifts with special reference to east Africa // Annu. Rev. Earth and Planet .

Sci. 1987. Vol. 15. P. 445-503 .

Rotstein Y. Counterclockwise rotation of the Anatolian block // Tectonophysics. 1984. Vol. 103, N 1/2. P. 71-91 .

Seismotectonic map of the Middle East, scale 1:5000000 / Comp, by A. Haghipour. 1984 .

Sengor A.M.C., Burke K., Dewey J. Tectonics of the North Anatolian transform fault // Multidisciplinary approach to earthquake prediction. Braunschweig; Wiesbaden, 1982. P. 3022-3043 .

Sengor A.M.C., Yilmaz V. Tethyan evolution of Turkey: A plate tectonic approach //Tectonophysics. 1981. Vol. 75 .

P. 181-241 .

Sobornov K. Structural evolution of the Karpinskiy swell, Russia//C.r. Acad. sci. Ser. II. 1995. T. 321. P. 161-169 .

Tapponnier P. Evolution tectonique du systeme Alpien Mediterranee: Poinconnement et ecrasement rigideplastique // Bull. Soc. geol. France. 1977. Vol. 19. P. 437-460 .

Tapponnier P., Molnar P. Slip-line field theory and large-scale continental tectonics // Nature. 1976. Vol. 264, N 5584. P. 319-324 .

Tirrul R., Bell I.R., Griffits RJ., Camp V.E. The Sistan suture zone of Eastern Iran // Bull. Geol. Soc. Amer. 1983 .

Vol. 94. P. 134-150 .

Wellman U.M. Active wrench faults of Iran, Afghanistan and Pakistan // Geol. Rdsch. 1966. Vol. 55, N 3 .

P. 716-735 .

Ziegler PA. Late Cretaceous and Cenozoic intraplate compressional deformations in the Alpine forland - a geody­ namic model //Tectonophysics. 1987. Vol. 137. P. 389-420 .

ОФИОЛИТЫ 30 ЛЕТ СПУСТЯ

А.Л. Книппер Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

В 1969 г., т.е. 30 лет тому назад, в журнале “Геотектоника” за № 4 была опуб­ ликована статья А.В. Пейве “Океаническая кора геологического прошлого”. Эта работа серьезнейшим образом повлияла на умы советских геологов и способство­ вала становлению мобилистических воззрений в нашей стране. Суть статьи весьма проста и заключается в том, что офиолитовые комплексы пород внутри- и окраин­ но-континентальных складчатых областей имеют поразительное сходство с поро­ дами дна современных океанов и, следовательно, представляют собой реликты ли­ тосферы обширных океанических бассейнов, в прошлом разделявших палеоконти­ ненты. Исчезновение палеоокеанических бассейнов связывалось в этой работе с гигантскими перемещениями сиалических масс, которые выдавили “начинку” па­ леоокеанов на края континентальных глыб .

Работа А.В. Пейве продолжала и развивала представления ряда ученых, ко­ торые были высказаны в начале и середине 60-х годов [Gass, 1963; Dietz, 1963;

Hess, 1965] .

Эти идеи были подхвачены сотрудниками Геологического института АН СССР, и в начале 70-х годов ими были исследованы и перекартированы практиче­ ски все “офиолитсодержащие” складчатые зоны Советского Союза: Большой и Малый Кавказ, Урал, Средняя Азия и Памир, Казахстан, Алтай, Саяны, Сахалин и Северо-Восток СССР. Подробно были изучены территории Монголии, Кубы и Си­ рии, а также проведен ряд научно-исследовательских рейсов в акваториях совре­ менных океанов .

Серьезный вклад в формирование плейттектонической концепции и в изучение пород офиолитовой ассоциации внесли ученые ИОАН, где, начиная с середины 70-х годов, директор этого института А.С. Монин всячески способствовал станов­ лению мобилистских построений. Весьма важную роль в изучении пород офиолитового комплекса внутриконтинентальных складчатых областей и твердых пород океанского дна сыграла также и группа Л.В. Дмитриева из ГЕОХИ .

Эти и другие работы во многом способствовали становлению мобилистических воззрений в нашей стране. Не надо думать, что перестройка мировоззрения в умах наших геологов проходила гладко. В 50-60 гг. в геологической науке СССР безраз­ дельно господствовали представления Г. Штилле [1964], который считал, что все породы офиолитовой ассоциации представляют собой продукт инициального эвгеосинклинального магматизма. Эти взгляды у нас были активно поддержаны В.В. Белоусовым и были усвоены поколением советских геологов, окончивших ВУЗы в середине нашего века .

Тысячи советских геологов, воспитанных в ВУЗах на учебниках В.В. Белоусо­ ва в рамках геосинклинальных стабилистских построений, многие из которых зани­ мали к тому времени высокие административные должности, неоднозначно воспри­ няли новые идеи и не собирались без боя сдавать своих позиций1 .

Как я уже говорил, в статье 1969 г. А.В. Пейве затронул весьма широкий круг теоретических проблем тектонической науки, связанных с переосмысливанием происхождения пород офиолитовой ассоциации и их первичного положения в стру­ ктуре земной коры .

С момента опубликования этой работы прошло уже много времени. Волна ис­ 1 Этот период описан А.С. Мониным в книге, посвященной памяти Л.П. Зоненшайна (1995 г.) .

следований, охвативших породы офиолитовой ассоциации и дна современных оке­ анов, исследований продолжающихся и поныне, внесла, естественно, много нового в геологию офиолитов, и сейчас некоторые представления А.В. Пейве нуждаются в корректировке. В 70-х - начале 80-х годов А.В. Пейве неоднократно возвращал­ ся к офиолитовой тематике и под влиянием нового фактического материала внес существенные изменения и дополнения в свои воззрения 1969 г. Здесь мы не будем касаться эволюции взглядов А.В. Пейве на этот предмет и лишь сравним его пер­ воначальные представления с современными .

Настоящая статья не ставит своей целью внести что-то новое в геологию офи­ олитов. В ней автор в краткой форме обобщает некоторые результаты исследова­ ний по этой проблеме и ставит ряд вопросов, которые, по его мнению, вплоть до настоящего времени не находят своего логического объяснения .

Офиолитовой тематике посвящено огромное количество работ и, конечно, в краткой статье нет возможности сослаться хотя бы на их часть. Труды многочис­ ленных симпозиумов (например [Ophiolites, 1980; Ophiolites..., 1990; Ophiolite...., 1991]), а также публикации в специализированном журнале “Ofioliti” дают полную возможность оценить состояние геологической изученности пород офиолитового комплекса и год за годом проследить эволюцию взглядов на их строение, возраст и геодинамическую обстановку формирования. Следует отметить, что главные на­ правления этих исследований были намечены еще в 1977 г. в прекрасной книге аме­ риканского геолога Р. Колмана “Офиолиты. Древняя океаническая литосфера?”, изданной на русском языке в 1979 г. под названием “Офиолиты”. Эта работа не по­ теряла своего значения и в настоящее время .

Ниже мы затронем три вопроса, касающихся строения и происхождения пород офиолитового комплекса: 1) строение его разреза и возраст пород; 2) геодинамическая обстановка формирования пород этой серии; 3) сопоставление пород офиоли­ тового комплекса внутри- и окраинно-континентальных складчатых областей с ли­ тосферой современных океанов .

ВОЗРАСТ ПОРОД ОФИОЛИТОВОГО КОМПЛЕКСА

По мнению А.В. Пейве [1969], разрез офиолитовой ассоциации состоит из двух резко разновозрастных частей. Верхняя часть сложена вулканической и осадочной сериями и ее возраст датируется в складчатых сооружениях фаунистическими ос­ татками. Нижняя часть представлена докембрийскими ультраосновными порода­ ми, габбро, габбро-амфиболитами и, иногда, метаморфизованными вулканитами .

Эта часть разреза является фундаментом для вулканическо-осадочной серии, кото­ рая представляет собой как бы чехол. Никакой генетической связи между этими частями разреза не существует и “из знаменитой офиолитовой триады Г. Штейнмана... выпадает главная ее часть - гипербазиты и габброиды, которые здесь являют­ ся гораздо более древними. Члены этой триады встречаются обычно вместе толь­ ко потому, что они связаны между собой пространственно и тектонически, т.е. на­ ходятся в едином разрезе и общих структурах” (С. 10) .

Ультрабазиты, по мнению А.В. Пейве [1969], представляют собой отторженцы верхней мантии, происхождение которой неизвестно и, “если признать первично­ магматическое происхождение альпийских гипербазитов, то нужно считать, что их магматическое становление произошло в глубоком докембрии (С. 10). И еще, “ис­ точником ошибок в определении возраста гипербазитов является смешение време­ ни формирования гипербазитов и габброидов как горных пород со временем их те­ ктонического становления в верхних структурных этажах” (С. 9) .

Мантийная природа альпинотипных ультрабазитов в настоящее время прини­ мается большинством геологов, изучающих эти породы. Такая точка зрения в пер­ вую очередь связана с широким распространением внутри этих пород различных высокотемпературных деформационных и деформационно-метаморфических структур (полосчатость, уплощенность), будинажа, складок и зон вязкого скалыва­ ния. Именно в связи с этим обстоятельством и появились термины - “тектонизированные гарцбургиты”, “ультраосновные тектониты”, “метаморфические перидоти­ ты”, детальное описание которых содержится в работах Э. Джексона, Т. Тейера, А. Николя, Ф. Будье и Г.Н. Савельевой. Работы этих исследователей показали, что метаморфизм пород сопровождался течением вещества в твердопластичном состо­ янии и происходил в условиях высоких температур и умеренных давлений (1100-900°С, 5-7 кбар). Это пластическое течение происходило одновременно с вы­ плавлением из мантийного вещества (лерцолита?) базальтовой составляющей, ко­ торая мигрировала в верхние части литосферы, где она кристаллизовалась и фор­ мировала остальные члены офиолитового разреза. Такая точка зрения подразуме­ вает, что дунит-перидотитовые комплексы офиолитовой ассоциации представляют собой сухой остаток (рестит) и на этапе формирования того или иного офиолито­ вого разреза не являлись магматическим расплавом. Степень деплетированности устанавливается по присутствию или отсутствию клинопироксена и по химическо­ му составу минералов, т.е: лерцолиты представляют собой наименее истощенную базальтовой выплавкой породу, а дунит - деплетирован максимально. Гарцбурги­ ты в этом ряду занимают промежуточное положение .

Из всего этого вытекает, что несмотря на мантийную природу тектонит-перидотитов, они тесно генетически связаны с остальными членами офиолитовой ассо­ циации, и время преобразования первичной верхнемантийной породы (выплавле­ ние базальта) близко ко времени формирования остальных членов конкретной офиолитовой ассоциации, и в общем случае в каледонских складчатых областях оно может быть кембрийским или ордовикским, в варисских - среднепалеозой­ ским, а в альпийских - мезозойским .

Таким образом, магмообразование и деплетирование представляют собой две стороны одного и того же процесса, и ультраосновные породы офиолитовой ассо­ циации в том виде, в котором мы их видим сейчас внутри складчатых областей и в литосфере океанического типа, возникли в тот или иной вполне конкретный от­ резок геологического времени, определяемый, с одной стороны, возрастом магма­ тических образований офиолитовой серии, а с другой - модельным возрастом клинопироксенов мантийных перидотитов, определяемых Sm/Nd методом .

Однако периоды деплетирования мантийного субстата могут протекать неод­ нократно, как это, например, происходит в начальные стадии рифтогенеза при рас­ коле континентов в процессе мантийного диапиризма. В Лигурийско-Пьемонтском океане этапы деплетирования с выплавлением базальтовой магмы, кристаллизо­ вавшейся в виде габбро, повторялись, по крайней мере, три раза: в ранней перми, триасе и в ранней юре. Накладывающийся на рифтогенную обстановку процесс спрединга может привести к дополнительному истощению мантийного субстата .

Повторное деплетирование предполагается геохимиками и для энсиматических островных дуг Запада Тихого океана, где перидотиты истощены сильнее ультраосновных пород срединно-океанического хребта. Нарисованная картина будет справедлива лишь при условии, что деплетируется один и тот же объем мантийного вещества, что весьма вероятно в первом примере и менее вероятно во втором. В последнем случае можно предполагать, что в верхней части океа­ нической литосферы появляются новые, уже истощенные мантийные массы, деплетирование которых происходило в другое время и в другой геодинамической обстановке (обстановках?) .

Этот вопрос в четкой форме был сформулирован Р. Колманом [1979]. Дело в том, что данные “о рассеянных элементах и изотопах не позволяют принять в ка­ честве источника магмы кумулятов и эффузивов офиолитов расположенные в ос­ новании офиолитового разреза метаморфизованные перидотиты” и они могут “представлять собой такой же остаток мантийного вещества, связанный со значи­ тельно более ранними событиями плавления в мантии”, и “для объяснения устано­ вленных изотопных отношений стронция необходимо допустить, что это событие имело место в период ранней истории мантии, во всяком случае 1 млрд лет тому на­ зад” (С. 110-111) .

ТИПЫ ОФИОЛИТОВЫХ РАЗРЕЗОВ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ИХ ФОРМИРОВАНИЯ

Изучение офиолитовых разрезов земного шара показало, что их строение в разных складчатых поясах и даже внутри одного из них неодинаково. Как предпо­ лагал А.В. Пейве, наблюдаемое разнообразие является вторичным и связано с бо­ лее поздними тектоническими причинами, которые привели к кажущемуся исчез­ новению из офиолитового разреза того или иного его члена. Эта точка зрения ос­ нована на реальных полевых наблюдениях, которые говорят о том, что породы офиолитового комплекса часто подвергнуты очень сильной тектонической перера­ ботке, в результате которой формируется “разрозненный” (dismembered) офиолитовый комплекс и/или серпентинитовый меланж .

Однако исследования последних тридцати лет показали, что существуют и из­ начально различные типы офиолитовых комплексов, в которых та или иная часть разреза первично отсутствует или имеется в сильно редуцированном виде [Книппер и др., 1990] .

Эта типизация офиолитовых разрезов необходима для восстановления геодинамических обстановок геологического прошлого, в которых была сформирована та или иная офиолитовая серия .

Одна из первых попыток такого рода была предпринята еще в 1972 г. [Nicolas, Jackson, 1972]. Авторы этой работы выделили лерцолитовый и гарцбургитовый тип офиолитового комплекса, для которых характерны разное строение и полнота разреза. В дальнейшем, используя разные принципы, было создано несколько клас­ сификаций офиолитовых серий (например, [Knipper et al.,1986]) .

Наиболее близким к представлениям А.В. Пейве является разрез офиолитов Лигурии и Западных Альп (лерцолитовый тип), где вулканическая часть комплек­ са, представленная толеитовыми базальтами, отделена от лерцолитов и габбро го­ ризонтом специфических брекчий, известных в литературе под названием офикальцитов .

Разрез габброидов редуцирован и представлен небольшими по объему массива­ ми кумулятов, феррогаббро, ферродиоритов и плагиогранитов, внедрение которых разделено во времени (ранняя пермь, поздний триас, ранняя юра). Комплекс “дай­ ка в дайке” отсутствует, и здесь известны лишь отдельные тела диабазовых даек и их редкие рои .

Лерцолиты и габбро были выведены в верхние горизонты земной коры в про­ цессе рифтогенеза при расколе Гондваны в позднем палеозое-раннем мезозое .

Подъем мантийного диапира сопровождался неоднократным выплавлением габб­ ро, последняя порция которых была сформирована в ранней юре. Растяжение, со­ провождавшее подъем мантийного диапира, привело к разрыву континентальной коры и выведению в средней юре лерцолитов и габбро (нижняя часть офиолитовой ассоциации) на дно морского бассейна. Продолжающееся растяжение порождает процесс спрединга, во время которого в поздней юре, уже в пределах литосферы океанического типа, формируются рои даек и толща толеитовых базальтов (верх­ няя часть офиолитовой ассоциации) [Книппер, Шараськин, 1998] .

Таким образом, офиолитовый комплекс Лигурид и Западных Альп был создан в двух геодинамических обстановках сначала внутриконтинентального рифтинга, а затем, после разрыва континентальной коры, и спрединга [Книппер, Шараськин, 1998] .

Офиолиты Омана, как впрочем и другие офиолитовые массивы Периарабской офиолитовой дуги, а также Вуриноса, принадлежащие уже к гарцбургитовому ти­ пу, существенно отличны от офиолитовой ассоциации Лигурии. Разрез Омана ха­ рактеризуется наиболее полным и непрерывным разрезом, который был сформи­ рован в два этапа за относительно короткий промежуток времени (альб-сеноман) [Nicolas, 1989] .

В основании разреза располагаются мантийные тектонит-гарцбургиты, види­ мая мощность которых в Омане достигает 9 км. Гарцбургиты сменяются мощной габброидной серией, нижняя часть которой представлена кумулятами (сначала ультраосновными, а затем основными), средняя - магматически расслоенным габб­ ро, а верхняя - так называемым изотропным габбро и диоритами (роговообманковыми). Прекрасно представлен диабазовый комплекс “дайка в дайке”, содержащий небольшие тела плагиогранитов. Выше располагается вулканическая серия, ниж­ няя часть которой тесно связана с дайковым комплексом и представлена преиму­ щественно толеитами (вулканиты Vj), а породы верхней (вулканиты V2) располага­ ются со структурным несогласием и обладают существенно иной (островодужной) петролого-геохимической характеристикой .

Считается, что подавляющая часть магматического комплекса (включая вул­ каниты V]), отдельные члены которой связаны взаимными переходами, возникла в результате дифференциации и кристаллизации базальтовой магмы в пределах еди­ ной открытой магматической камеры, была сформирована в условиях растяжения в быстроспрединговом хребте, располагавшимся над зоной субдукции. Вулканиты V2 представляют собой образования энсиматических островных дуг, возникших в условиях сжатия после периода внутриокеанических деформаций .

Таким образом, и офиолиты Омана (так же, как и другие массивы Периарабской офиолитовой дуги) были сформированы в двух палеогеодинамических обста­ новках .

Однако не все офиолитовые комплексы гарцбургитового типа имеют подоб­ ное строение. Так, например, на Полярном Урале [Савельева, 1987] габбровые се­ рии обладают более сложным строением. Для них характерно многостадийное вне­ дрение пироксенитов и габброидов: вебстеритов в полосчатую серию и габбро-но­ риты, изотропного оливинового габбро в полосчатые габбро-нориты и вер литы, переслаивающиеся с пироксенитами, пегматоидного роговообманкового габбро в породы полосчатой серии и габбро-нориты. Такие взаимоотношения, по всей види­ мости, говорят об отсутствии единой магматической камеры и возникновении в процессе формирования офиолитовой серии множества относительно небольших очагов .

Еще более сложным строением обладают офиолиты Малого Кавказа [Книппер и др., 1990]. Последовательность разреза его пород и их состав отражают дли­ тельный период формирования офиолитового комплекса (поздний триас-ранний мел), многочисленные перерывы в истории его образования и разнообразие магма­ тических серий. Офиолиты Малого Кавказа были сформированы в 5 этапов .

Породы и последовательность разреза первого этапа близки к Лигурийскому .

В это время в верхнем триасе ультраосновные тектониты (лерцолиты и гарцбурги­ ты) прорываются массивами габброидов. Однако габброидные серии здесь доста­ точно полны, что делает их похожими на соответствующие породы Омана. Как тектонит-перидотиты, так и габброиды кроются своеобразными тектоно-осадочными брекчиями лигурийского типа. Эти брекчии состоят из обломков ультраосновных пород, габбро, диабазов, дацитов и метаморфических пород сиалического об­ лика. Брекчии содержат горизонты щелочных базальтов. Формирование этих брекчий, как и в Лигурии, происходит в условиях рифтогенеза (первый этап) и со­ провождается внедрением роев диабазовых даек, ранняя часть которых попадает в брекчии, а другая, более поздняя, их рвет и дает начало среднеюрским толеитовым базальтам, говорящим о последующем спрединге (второй этап) .

Во время третьего этапа (средняя юра) наступает период внутриокеаниче­ ских деформаций, сопровождаемый созданием энсиматических островных дуг и внедрением крупных массивов диоритов и кварцевых диоритов бонинитового состава .

В четвертый этап, в обстановке подводных гор, формируются вулканические серии щелочно-базальтового состава .

Пятый этап образования офиолитовой серии Малого Кавказа начинается пе­ риодом внутриокеанических деформаций (ранний альб) и последующими излияни­ ями, в обстановке энсиматических островных дуг, дифференцированной трахито­ вой серии (базальт-андезит-риолит) .

Выделенные в настоящем разделе типы офиолитовых разрезов, конечно, не исчерпывают их разнообразия, и в дальнейшем их изучение приведет к выделению новых типов или подтипов .

Как было показано выше, разрезы офиолитовых серий существенно отлича­ ются друг от друга, и следует предполагать, что эти различия зависят от геодинамической обстановки их формирования. Сразу следует сказать, что каждый из опи­ санных офиолитовых комплексов был сформирован в нескольких геодинамических обстановках, следы которых запечатлены в строении и составе пород офиоли­ товой ассоциации. В связи с этим вопрос о том, в какой геодинамической обстанов­ ке был сформирован тот или иной офиолитовый разрез, в большинстве случаев не­ правомерен. Поэтому, когда мы говорим о геодинамической обстановке формиро­ вания конкретного офиолитового комплекса, следует ясно представлять о какой части его разреза идет речь .

Здесь мы подходим к обсуждению вопроса, имеющего принципиальное значе­ ние при реконструкции строения и эволюции палеоокеанов: если часть офиолито­ вого комплекса возникает в спрединговых зонах, то где эти зоны располагались?

Был ли это спрединг центрального типа, приуроченный к срединно-океаническим хребтам, или же офиолиты внутриконтинентальных и окраинно-континентальных складчатых зон были сформированы в спрединговых хребтах окраинно-морского типа?

Как мы помним, А.В. Пейве, впрочем так же, как и многие исследователи кон­ ца 60-х - начала 70-х годов, предполагал, что все офиолитовые разрезы возникли в пределах древних срединно-океанических хребтов .

Однако дальнейшие исследования, проведенные, главным образом, петрологами и геохимиками, показали, что состав вулканической части разреза офиолитов по целому ряду вещественных критериев отличается от состава толеитовых ба­ зальтов СОХ. На большом фактическом материале было показано, что толеитовые базальты подавляющего большинства позднепротерозойских и фанерозойских офиолитовых серий, разрез магматической части которых наиболее полон, вне за­ висимости от их возраста, больше всего похожи на базальты окраинных морей и островных дуг и возникли в областях спрединга, располагавшихся над зонами субдукции .

Кроме того, обдукция пород океанической литосферы (т.е. превращение их в офиолиты), которая часто протекает периодически на фоне перманентно сущест­ вующего океанического бассейна (например, западная и восточная окраины Тихо­ го океана), и кратковременность периода между формированием пород литосферы океанического типа и обдукцией, также, скорее всего, говорят о близости спредин­ говых центров к краям континента .

Все вышесказанное относится, главным образом, к офиолитам Западной и Во­ сточной окраин Тихого океана, Уралу, Япетусу, восточной части Тетиса и ряду дру­ гих внутриконтинентальных складчатых зон, а именно тех областей, где присутст­ вуют достаточно полные офиолитовые разрезы, обязательно содержащие компле­ ксы “дайка в дайке*’, т.е. к разрезам оманского типа. Однако это возможное прави­ ло никак не относится к офиолитам Западного Тетиса, возникших в ЛигурийскоПьемонтском океане, базальты которого по своим петрологическим и геохимиче­ ским характеристикам весьма близки к базальтам СОХ. Конечная стадия форми­ рования этой океанической литосферы происходила в условиях центрального спрединга при раздвигании Европейской плиты и Адрии. Никаких краевых бассейнов и, соответственно, вулканических дуг, отделявших эти впадины от более мористых частей океана, здесь неизвестно .

К этой же категории офиолитов, возникшей в обстановке, никак не связанной с окраинно-морской ситуацией, относятся и офиолиты о-ва Масира у восточного побережья Омана. Недавние исследования группы швейцарских геологов [Peters et al., 1995] показали, что океаническая литосфера, давшая начало этим офиолитам, возникла в обстановке спредингового хребта в поздней юре во время распада вос­ точной окраины Африканского континента и отделения от нее Индии. Базальты и дайковые серии офиолитов по своему вещественному составу тождественны соот­ ветствующим породам СОХ. Верхняя часть аллохтонных пластин о-ва Масира сла­ гается, главным образом, осадочными породами (аналоги слоя “Г* современных океанов), в которых запечатлена история (от конца поздней юры и до начала М а а ­ стрихта) отодвигания океанической плиты от зоны спрединга и приближения ее к краю континента .

Из всего сказанного выше вытекают два вывода:

1. Разные зоны океанической литосферы, давшие начало офиолитам, возника­ ли в разных геодинамических обстановках, причем даже каждый отдельно взятый офиолитовый разрез формируется в большинстве случаев как минимум в двух об­ становках, последовательно накладывающихся друг на друга .

2. Если следовать представлениям о строении и истории формирования совре­ менной океанической литосферы, то геодинамические обстановки, в которых был сформирован тот или иной офиолитовый разрез, могут быть разделены на три группы:

а) рифтинг, за которым следует этап спрединга. Этот процесс деструкции мо­ жет быть как внутриконтинентальным (Лигурийско-Пьемонтская часть Тетиса, си­ стема Красное море-Аденский залив и бассейны с океанической литосферой, воз­ никающие при распаде Гондваны), так и окраинно-континентальным (нижние офиолитовые покровы Албании, Антальи, Кипра, нижняя часть офиолитового разре­ за Малого Кавказа);

б) обстановка спрединга, Hit которую накладывается обстановка энсиматической островной дуги. Спрединговая часть разреза по аналогии с современными оке­ анами может быть сформирована как в условиях быстрого спрединга (Периарабская офиолитовая дуга Тетиса, Япетус, некоторые разрезы Урало-Монгольского пояса и обрамления Тихого океана), так и в ситуации медленного спрединга (Сред­ ний Урал, Саяны, некоторые офиолитовые разрезы Турции и западной части США). Эта обстановка в большинстве случаев отвечает спредингу над зоной субдукции, хотя имеются и разрезы, возникшие в пределах СОХ (о-в Масира);

в) дрейф океанической плиты, во время которого происходит последователь­ ная смена геодинамических обстановок (Малый Кавказ, южное обрамление Понтид) .

Подводя итоги всему сказанному выше, можно констатировать, что уже 30 лет история формирования литосферы океанического типа, восстанавливаемая по офиолитовым аллохтонам внутриконтинентальных и окраинно-континентальных складчатых областей, полностью основана на их сравнении с литосферой совре­ менных океанов, краевых морей, островных дуг и рифтовых зон .

Отсюда следует вывод необычайной теоретической важности: в развитии оке­ анической литосферы, по крайней мере, с конца верхнего протерозоя и поныне ка­ кие-либо признаки эволюции в строении и истории формирования океанических бассейнов и их обрамления отсутствуют. Это же относится и к внутриконтинен­ тальным и окраинно-континентальным рифтам, формирование которых сопрово­ ждалось разрывом континентальной коры .

Это обстоятельство уже давно было отмечено Р. Колманом [1979]. “Если сов­ ременная океаническая литосфера соответствует древней океанической литосфере (офиолиты), то сопоставление их петрологических, геологических и физических характеристик должно установить их значительное сходство. Наиболее слабое ме­ сто в только что изложенном соображении заключается в допущении полной ана­ логии процессов новообразования океанической коры в настоящее время и в про­ шлом” (С. 18) .

Суть проблемы заключается в корректности сопоставления офиолитовых ком­ плексов с моделью строения твердого дна современных океанов .

Ниже мы попробуем сформулировать возникающие при этом сопоставлении вопросы, ответы на многие из которых основаны не на фактическом материале, а на дедукции .

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Вплоть до настоящего времени внутреннее строение современных океанов изу­ чено еще недостаточно, что связано в первую очередь с малочисленностью точек наблюдения пород твердого дна океанических впадин, занимающих 2/3 площади нашей планеты .

Каждое новое драгирование, спуск обитаемого аппарата или скважина глубо­ ководного бурения приносят новые и иногда весьма неожиданные результаты, что заставляет вносить коррективы в уже устоявшиеся представления .

Следующее обстоятельство заключается в неравномерной изученности лито­ сферы современных океанов, модель строения которой основана главным образом на исследовании пород Срединно-Атлантического хребта. Их сходство с породами офиолитового комплекса собственно и дало толчок в интерпретации палеогеодинамической обстановки формирования офиолитов. Однако в дальнейшем модель стро­ ения разреза офиолитовой ассоциации складчатых зон континентов была перенесе­ на в океаны. При этом обратном логическом ходе возникло представление о том, что в быстроспрединговых хребтах должен наблюдаться разрез оманского типа, а медленноспрединговых - уральского. Однако не следует забывать, что строение ВТП изучено еще недостаточно, а данные САХ (например, [Karson, 1990]) показывают, что структура океанской литосферы уже на стадии ее формирования весьма сложна и полнота ее разреза, а также сочетания пород внутри нее, изменчивы как по прости­ ранию, так и вкрест рифтовой долины. Из этого, конечно, может последовать вывод, что история формирования спрединговых зон, возникающих над зонами субдукции, к которым, как считают большинство геологов, относятся офиолитовые разрезы оманского и уральского типов, существенно отличается от таковых СОХ .

Следует также отметить, что строение краевых морей, обрамляющих Тихий океан с запада, изучено недостаточно. Это связано в первую очередь с большими мощностями осадочного слоя в большинстве из этих бассейнов, что не всегда поз­ воляет подкреплять модели строения их твердого дна геологическими фактами .

Кроме того, возникает вопрос: можно ли переносить в краевые моря геодинамические обстановки, устанавливаемые для открытых частей океанов (ситуации спрединга, трансформных разломов, энсиматических островных дуг, внутриплитных горячих точек), т.е. те обстановки, которые пытаются восстановить (и восста­ навливают) внутри офиолитовых разрезов .

Информация, которую мы получаем при изучении многих офиолитовых разре­ зов, показывает, что офиолитовые аллохтоны в подавляющем большинстве случа­ ев занимают верхнее структурное положение внутри покровно-складчатой струк­ туры складчатых зон и практически никогда не кроются покровами, состав и раз­ рез пород которых мог бы быть интерпретирован как островодужный (энсиматический или энсиалический). Это может говорить о том, что обдукции подверглась периферическая часть краевого бассейна и что этот процесс в подавляющем боль­ шинстве случаев не сопровождался закрытием окраинного моря .

Количество вопросов, связанных с сопоставлением геодинамических обстано­ вок современных областей с литосферой океанического типа и предполагаемых в офиолитовых разрезах, можно было бы продолжить. Однако суть вопроса лежит в другом и была очень четко сформулирована Р. Колманом [1979]. Если предпола­ гать, что в течение по крайней мере всего фанерозоя океаны и континенты суще­ ствовали перманентно и лишь меняли свои очертания от относительно узких и со­ поставимых по ширине с современной Атлантикой океанов к обширным океаниче­ ским пространствам типа Панталассы, то “при сопоставлении офиолитов, тектони­ чески вдвинутых в окраины континентов в течение фанерозоя, с общим объемом океанической коры, сформировавшейся в тот же период, выясняется, что лишь не более 0,001% коры избежало субдукции! Представляется маловероятным, чтобы эти незначительные осколки океанической литосферы открыли нам все секреты эволюции океанической коры” [Колман, 1979. С. 26] .

Подводя итоги сказанному выше, можно говорить о том, что вне всякого сом­ нения офиолитовые аллохтоны внутри- и окраинно-континентальных складчатых областей представляют собой реликты палеоокеанической литосферы. Однако конкретная палеогеодинамическая обстановка формирования того или иного офиолитового разреза может быть спорной. Поэтому в настоящее время ставить воп­ рос об эволюции палеогеодинамических обстановок или же об отсутствии ее еще преждевременно. Нужно знать, что с чем сравнивать. В связи с этим я хочу напом­ нить читателю, что начальная стадия формирования пород офиолитовой серии все­ гда связана с растяжением, а конечная в разрезах Омана, Урала и Малого Кавказа

- со сжатием .

Вне всякого сомнения временной эволюционный тренд рифтинг-спрединг су­ ществует, и он ясно проявлен как в офиолитах (Лигурия, Малый Кавказ и др.), так и в современной океанической литосфере (Иберийская окраина Атлантики, систе­ ма Красное море-Аденский залив-Аравийско-Индийский хребет). Что же дальше?

Можно предполагать, что в будущем, когда в результате изменения направле­ ния движения плит режим растяжения в Атлантическом океане сменится режимом сжатия (как это было в Япетусе, Тетисе и других палеоокеанах), то по краям этого океана возникнут и зоны субдукции, и островные дуги, и краевые моря, т.е. типы структур, характерные для Тихого океана. В этом случае современная литосфера Атлантического океана окажется поглощена в краевых зонах субдукции, а офио­ литовые аллохтоны будут сложены породами краевых морей и энсиматических островных дуг .

Поэтому, как нам представляется, вряд ли можно говорить об особом Тихооке­ анском или Атлантическом (Тетисном) пути развития [Моссаковский и др., 1998] .

Не исключено, что мы имеем разные стадии формирования океанической лито­ сферы .

Если это так, то эволюция океанических бассейнов в фанерозое будет заклю­ чаться в смене рифтинга Атлантическим стилем развития, а затем и Тихоокеан­ ским .

Л И ТЕРАТУРА

Книппер АЛ., Куренков С.А., Савельева Г.Н. Изучение и картирование офиолитовых комплексов //Т е ­ ктоническая расслоенность литосферы и региональные геологические исследования. М.: Наука,

1990. С. 43-72 .

Книппер АЛ., Шарасъкин А.Я. Эксгумация пород верхней мантии и нижней коры при рифтогенезе // Ге­ отектоника. 1998. № 5. С. 19-31 .

Колман Р.Г. Офиолиты. М.: Мир, 1979. 261 с .

Монин А.С. Звезда первой величины // Лев Павлович Зоненшайн, очерки, воспоминания / Под ред .

В.Е. Хайна, А.А. Моссаковского. М.: Наука, 1995. С. 18-41 .

Моссаковский А.А., Пущаровский Ю.М., Руженцев С.В. Крупнейшая структурная асимметрия Земли // Геотектоника. 1998. № 5. С. 3-18 .

Пейве А.В. Океаническая кора геологического прошлого //Там же. 1969. № 4. С. 5-23 .

8. Труды ГИН, вып. 511 225 Савельева Г.Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной оке­ анической коре. М.: Наука, 1987. 245 с .

Штилле Г. Введение в строение Америки // Штилле Г. Избранные труды. М.: Мир, 1964. С. 202-273 .

Dietz R.S. Alpine serpentinites as ocean rind fragments // Bull. Geol. Soc. Amer. 1963. Vol. 74. P. 947-952 .

Gass LG. Is the Troodos massif of Cyprus a fragment of Mesozoic ocean floor? // Nature. 1963. Vol. 220 .

P. 39-42 .

Hess H.H. Mid-oceanic ridges and tectonics of the sea-floor// Proc. 17th Symp., Colston Res. Society Univ. Bristol;

L.: Butterworths, 1965. P. 317-333 .

Karson JA. Seafloor spreading on the Mid-Atlantic Ridge: Implications for the structure of ophiolites and oceanic lithosphere produced in slow-spreading environments // Proc. of Symp. ‘Troodos, 1987”. Nicosia, 1990 .

P. 547-555 .

Knipper A., Ricou L.-E., Dercourt J. Ophiolites as indicators of the geodynamic evolution of the Tethyan Ocean // Tectonophysics. 1986. Vol. 123. P. 192-205 .

Nicolas A. Structures of ophiolites and dynamics of oceanic lithosphere. Kluwer, 1989. 367 p .

Nicolas A., Jackson E.D. Repartition en deus provinces des peridotites des chaines alpines longeant la mediterranee: Implications geotectoniques // Bull. suis. miner, petrol. 1972. Vol. 52. P. 479-495 .

Ophiolites, oceanic, crustal analogues / Ed. T. Malpas et al. // Proc. of Symp. ‘Troodos, 1987”. Nicosia, 1990 .

P. 520 .

Ophiolites: Proc. of Intern. Ophiolite Symp., Cyprus, 1979 / Ed. A. Panayiotou. Nicosia, 1980. 780 p .

Ophiolite genesis and evolution of the oceanic lithosphere: Proc. of the Ophiolite Conf., Muscat, Oman, 1990 / Ed .

Tj. Peters et al. Muscat, 1991. 903 p .

Peters Tj., ImmenhauserA., Gnos E. Mesozoic evolution of the Western Indian Ocean - evidence from the Masirah ophiolites (Sultanate of Oman) // Intern. Ophiolite Symp. Pavia, 1995. P. 117-118 .

ТЕКТОНИКА КОНСОЛИДИРОВАННОЙ ЗЕМНОЙ КОРЫ

М.Г. Леонов Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

Фундамент континентов - это сложное гетерогенное образование, в котором выделяются комплексы основания различных геоструктур: молодых и древних платформ, срединных массивов подвижных поясов, зон внутриконтинентального орогенеза и др. (рис. 1). Изучение складчато-метаморфического цоколя континен­ тов направлено, главным образом, на понимание процессов преобразования гор­ ных масс до их вхождения в состав фундамента, т.е. до возникновения консолиди­ рованного слоя, момент становления которого фиксируется началом формирова­ ния эпиплатформенного чехла [Борукаев, 1997] или моментов потенциальной воз­ можности его образования (щиты, срединные массивы). Процессы перестройки по­ род после их становления в качестве консолидированного континентального осно­ вания изучены менее полно, так как считается, что, единожды сформировавшись, породы основания континентов, особенно платформ, не подвержены серьезным структурно-вещественным преобразованиям [Борукаев, 1997; Деннис, 1971]. Боль­ шое внимание уделяется эпохам тектоно-магматической активизации, но это не снимает остроты проблемы, так как априори принимается, что вне эпох и областей такой активизации кора континентов остается относительно пассивной субстанци­ ей, а механизмы структурно-вещественной перестройки пород и их роль в общей геодинамике остаются недостаточно изученными .

Проблема постумной переработки пород кристаллического и складчато-ме­ таморфического континентального основания обозначена в ряде работ [Ажгирей, 1966; Бероуш, 1991; Леонов М., 1991, 1993, 1994, 1997; Паталаха, 1971; Руттен, 1972]. Появились данные, которые позволяют раскрыть новые аспекты проблемы [Леонов М., 1991,1993,1994,1997; Леонов М., Колодяжный, 1998; Ле­ онов М. и др., 1995; Леонов М. и др., 1995, 1996; Леонов М. и др., 1998; Лео­ нов Ю., 1993; Паталаха и др., 1995]. Не затрагивая всего комплекса вопросов те­ ктоники консолидированной коры, рассмотрим два наиболее фундаментальных и наименее изученных ее аспекта: 1 - проблему внутренней объемной подвиж­ ности фундамента и ее роли в тектонической эволюции земной коры различных геоструктур (см. рис. 1) и 2 - вопрос о вертикальной аккреции сиалического кон­ солидированного слоя земной коры .

Рис. 1. Типы консолидированной коры континентов

ПОСТУМНАЯ РЕИДНАЯ ТЕКТОНИКА

КОНТИНЕНТАЛЬНОГО ФУНДАМЕНТА

Касаясь изучения объемной подвижности консолидированной коры континен­ тов, С. Кери [Сагеу, 1954] и Л. Кинг [Кинг, 1967] использовали понятие “реидная де­ формация” (от “рео” - течь), определив ее как способность горных пород к тече­ нию в твердом состоянии. Геологи часто используют термин “тектоническое тече­ ние”, и это не случайность, так как отнесение деформации к той или иной ее разно­ видности (пластической, хрупкой, хрупко-пластической) зависит от масштаба ис­ следования [Кожухарова, Леонов, 1988; Талицкий, 1994]. Более того, разделение деформаций на связные, отождествляемые с пластичностью, и разрывные, отожде­ ствляемые с хрупким разрушением, весьма искусственно [Талицкий, 1994]. Поня­ тие реидной деформации охватывает все виды тектонического течения и различ­ ные их сочетания, что позволяет избежать указанных противоречий и сделать бо­ лее адекватным описание природных процессов, не входя в конфликт с принципа­ ми механики твердых сред и реологии [Рейнер, 1947]. В соответствии со сказанным понятие “реидная тектоника” включает в себя совокупность тектонических структур и процессов, отражающих объемное тектоническое течение горных масс и генетически с ним связанных. На существенную роль пластических дефор­ маций и тектонического течения в процессе структурной перестройки земной коры и ее тектонической расслоенности неоднократно обращали внимание А.В. Пейве, его ученики и соратники [Тектоническая..., 1980]. Особенно большой вклад в раз­ работку этой проблемы внес А.В Лукьянов [Лукьянов, 1991] .

Признаки реидной деформации и механизмы ее реализации В настоящее время выделено несколько механизмов структурной и структур­ но-вещественной переработки пород, отражающих внутреннюю подвижность фун­ дамента [Ажгирей, 1966; Бероуш, 1991; Леонов М., 1991, 1993, 1994, 1997; Лео­ нов М. и др., 1995, 1996; Леонов М. и др., 1998; Паталаха, 1966,1971; Паталаха и др., 1995; Bradshow et al., 1967]. Это (рис. 2) - пластическая деформация; хрупкая макросколовая (блоковая) и микросколовая (кливажная) деформация; меланжирование; дезинтеграция и катаклаз; динамическая рекристаллизация; течение гранули­ рованных сред [Jaeger, Nagel, 1992]. Указанные механизмы, проявляясь самостоя­ тельно или в различных сочетаниях, обеспечивают реидное поведение горных масс .

Отражением подвижности пород служат пликативные изгибы верхней поверхности фундамента [Ажгирей, 1996, Бероуш, 1991; Кинг, 1967; Леонов М., 1991, 1997; Руттен, 1972; Hudson, 1955] (см. рис. 2, 1,2, 6), глубинные диапиры и кристаллические протрузии [Бероуш, 1991; Леонов М., 1991, 1994; Леонов М. и др., 1996] (см. рис. 2, 3; рис. 3), определенные структурные рисунки и их парагенезы [Копп, 1981; Нико­ лаев, 1994] (рис. 4). Изучение рельефа материков привело также к выводу о значи­ тельной внутренней подвижности их фундамента и ламинарном течении горных масс [Кинг, 1967] .

Объемная подвижность и реидное поведение пород цоколя могут осуществ­ ляться на разных глубинных уровнях земной коры и литосферы вплоть до припо­ верхностных горизонтов, где подвижность возникает в режиме холодной деформа­ ции [Леонов М., 1991, 1993, 1994, 1997] .

–  –  –

В пределах Северо-Американской платформы, вдоль ее западного борта, на платформенном и орогенном этапах фиксируется длительная пликативная дефор­ мация поверхности фундамента [Бероуш, 1991; Ирдли, 1954; Кинг, 1972; Кропот­ кин и др., 1971; Фуз, 1976; Hudson, 1955]. Современные горные хребты, в осевых ча­ стях которых выступают породы основания (в том числе граниты), начали расти в виде пологих складок в конце мелового периода. С течением временем складки приобретали все больший размах и крутизну, и на поздних стадиях их развития на крыльях складок основания возникали запрокидывания с образованием надвигов .

Внутренняя объемная подвижность горных масс обусловлена хрупко-катакластическим течением пород, дезинтегрированных предварительно или в процессе де­ формации [Бероуш, 1991; Фуз, 1976] (см. рис. 2, 3; 3) .

В пределах Балтийского щита описаны [Леонов М. и др., 1996] купольные стру­ ктуры, ядра которых выполнены гранитами архейского возраста, а обрамление (крылья) - вулканогенными, терригенными и карбонатными породами раннепро­ терозойского протоплатформенного чехла. Гранитное ядро интенсивно раздробле­ но и представлено по существу гранитной брекчией - продуктом объемной дефор­ мации хрупко-пластического типа, о чем свидетельствуют: общая дезинтеграция пород массива; относительное перемещение его отдельных блоков и обломков; из­ гиб и будинаж жил и даек, пронизывающих массив; признаки хрупко-пластическо­ го течения (линзовидно-петельчатые структуры, новообразования в тенях давле­ ния, зоны рассланцевания и бластомилонитизации, многочисленные зеркала сколь­ жения). Структурно-вещественные преобразования, свидетельствующие об объем­ ной подвижности гранитов, фиксируются и на микроуровне. Появляются упорядо­ ченность расположения минеральных зерен, их изгиб, развиваются ориентирован­ ные микростилолитовые и инкорпорационные структуры, ориентированные дво­ рики давления, милонитизация краевых частей зерен, трещины отрыва, попереч­ ные удлинению минеральных индивидов, трансляционное скольжение, ориентиро­ ванное двойникование и др. Форма массива и структурно-деформационный рису­ нок указывают на процес нагнетания материала в область купола, что подтвержда­ ется и характером деформации проточехольного комплекса. Непосредственно заРис. 5. П о с т л е д н и к о в а я д е ф о р м а ц и я б а р а н ь и х л б о в (б у д и н г а б б р о - а м ф и б о л и т о в ) в о с е в о й з о ­ н е п л а с т и ч е с к о г о т е ч е н и я С е в е р о - К а р е л ь с к о й з о н ы ( Б а л т и й с к и й щ и т ): А, Б, В, Г - з а р и с о в ­ ки к о н к р е т н ы х о б ъ е к т о в ; Д - п р и н ц и п и а л ь н а я с х е м а п о с т л е д н и к о в о й р е и д н о й д е ф о р м а ц и и в осевой части С е в е р о -К а р е л ь с к о й зо н ы 1 - массивные габбро-амфиболиты; 2 - псевдослоистые пластичные амфиболиты, гранатовые и актинолитовые сланцы, карбонатные породы; 3 - рассланцованные габбро-амфиболиты; 4 - грабены растяжения с опущенными центральными блоками; 5 - разломы и тектонические трещины; 6 - надви­ ги; 7 - направление растяжения; 8 - границы зоны сплющивания и латерального тектонического тече­ ния; 9 - будины габбро-амфиболитов в пластичном матриксе; 1 0,1 1 - направление: 10 - сжатия, 11 - ма­ ксимального удлинения, растяжения и тектонического транспорта; 12 - ледниковая штриховка на по­ верхности бараньих лбов легающие в обрамлении купола конгломераты деформированы в соответствии с его формой, указывая на растяжение, параллельное поверхности купола. Возраст деформации, судя по геологическим взаимоотношениям и изотопным определени­ ям, постнижнепротерозойский, т.е. отражает постпротоплатформенную деформа­ цию и объемное хрупко-пластическое течение консолидированного архейского фундамента. Купол выражен в рельефе, что позволяет предположить его тектони­ ческую активность и в настоящее время .

Деформации объемного течения установлены также в породах протоплатформенного чехла Карельского массива [Леонов М. и др., 1995], где они проявлены в форме течения гранулированных сред [Леонов М., 1997]. Практически современ­ ные (постледниковые) объемные деформации кристаллического цоколя Балтий­ ского щита изучены в Северо-Карельской зоне [Леонов М. и др., 1998] (рис. 5) .

Анализ разломов неотектонического этапа в Среднем Поволжье также пока­ зал [Николаев, 1994] (см. рис. 4), что их структурный рисунок отражает реологиче­ ские свойства корового слоя и связан, вероятно, с объемным тектоническим тече­ нием подчехольных масс фундамента, т.е. с его реидной деформацией .

Граниты, гранито-гнейсы и кристаллосланцы легко подвергаются тектониче­ ской дезинтеграции и катакластическому и хрупко-пластическому течению. Гра­ нитно-купольные ансамбли, связанные с объемной реидной деформацией пород в относительно холодном кристаллическом состоянии, описаны в Казахстане [Сваричевская, Скублова, 1973], на Южном Тянь-Шане [Леонов М., 1994], на Урале [Пучков, 1968], в области мезозоид Дальнего Востока [Лишневский, 1965], на Кав­ казе [Ажгирей, 1966], на Северо-Американской платформе [Бероуш, 1991], т.е .

процесс этот широко распространенный и может захватывать огромные объемы горных масс .

Одним из примеров являются гранитоиды Байкальского и Непского мегасво­ дов [Лобанов и др., 1991], где в процессе образования Байкальского сводового под­ нятия произошли преобразования субстрата, приведшие к возникновению огром­ ных масс дезинтегрированных гранитов, объемная подвижность которых опреде­ лила многие черты тектонической структуры региона. В результате механохимических процессов, сопровождающих структурообразование, происходят глубокие изменения исходных пород фундамента с возникновением катаклазитов, сапролитов, какиритов, брекчий. Встречаются породы, дезинтегрированные до дресвяно­ песчаной смеси, а также новообразованные глины, вторично литифицированные и метаморфизированные. Положение новообразованной “слоистости” указывает на общее нагнетание материала в область купольных поднятий и, следовательно, от­ ток вещества из зон межкупольных депрессий. Этот материал показывает, что ог­ ромные массы кристаллических пород Сибирской платформы в процессе ремоби­ лизации становятся подвижными, испытывают существенную переработку и фор­ мируют мощные зоны объемного тектонического (в данном случае хрупко-пласти­ ческого) течения. Мобильность региона подтверждена данными повторного ниве­ лирования [Кафтан, Серебрякова, 1990] .

Иной стиль перестройки испытали породы Мамской кристаллической полосы в северной части Байкальской складчатой области, где, по данным [Флаасс, 1971], переориентировка структур докембрийского цоколя связана с палеозойской акти­ визацией области в условиях тангенциального сжатия и хрупко-пластического сдвигового течения .

Проявление реидной деформации при формировании рельефа Австралийской, Африканской и других платформ обоснованы в работе [Кинг, 1967], а необходи­ мость допущения значительных латеральных токов в глубинных горизонтах Юж­ но-Африканского кратона показаны в [Colliston, 1990] .

Эпипалеозойские кратоны и внутриконтинентальные орогены. После варисского тектогенеза в пределах Восточной Европы и Азии возникла система моло­ дых эпипалеозойских платформ, на месте которых в отдельных регионах были сформированы внутриплатформенные орогенные пояса, одним из которых являет­ ся горное сооружение Южного Тянь-Шаня .

Южный Тянь-Шань прошел длительную и сложную геологическую историю. В триасе-раннем эоцене он представляет собой относительно стабильную эпипалеозойскую платформу. В конце эоцена и вплоть до настоящего времени территория Южного Тянь-Шаня испытывает активизацию тектонического режима. Возникает внутриконтинентальный ороген. Подробное описание геологии района и его глу­ бинного строения, а также библиография содержатся в [Леонов М., 1988, 1993]. Об объемной подвижности складчато-метаморфического основания на плитной и орогенной стадиях свидетельствует деформация его верхней поверхности (поверхности домезозойского пенеплена) [Богданова, 1972; Костенко, 1970; Леонов М., 1991, 1993, 1994, 1997; Лукина, 1977; Макаров, 1990; Чедия, Уткина, 1990; Шульц, 1979; и др.], которая не могла произойти без внутреннего перераспределения горных масс .

Эти процессы осуществляются за счет различных механизмов [Леонов М., 1991, 1993, 1994, 1997]: катакластического течения (Гиссарский батолит); динамической рекристаллизации (карбонатные массивы Фанских гор) (см. рис. 2, 4), меланжироР и с. 6. Д е ф о р м а ц и я п о в е р х н о с т и д о м е з о з о й с к о г о п е н е п л е н а и п л а с т и ч е с к а я д е ф о р м а ц и я п а л е о з о й с к о г о с к л а д ч а т о - м е т а м о р ф и ч е с к о г о о с н о в а н и я (Ф а н с к и е г о р ы, Ю ж н ы й Т я н ь -Ш а н ь ) 1 - метаморфические сланцы; 2 - известняки и доломиты; 3 - песчано-сланцевые породы; 4 - пестроцветные и красноцветные конгломераты, песчаники, глины, уг­ леносные породы; 5 - гранитоиды; 6 - разрывы; 7 - зоны повышенного рассланцевания и тектонического срыва; 8 - линии простирания; 9 - реконструированная поверх­ ность домезозойского пенеплена Ферганская впадина Гмссаро-Алайская горная система Афгано-Таджикская впадина Памир км 10 #Л эгS —I—г

–  –  –

U *3^ * l - ^ y k [____ ; 10 'C-C^i 11 J 1 |-m —mj | JJ 191 21 0*1,1 22 74 76 17 f /*[-* P» 120 3,4 км/fc вания (зона сочленения Зеравшано-Гиссарской и Зеравшано-Туркестанской зон) (см. рис. 2, 6); пластической деформации (Ганза-Чимтаргинский массив) (см. рис. 2, /; рис. 6). Изучение механизмов объемной подвижности и соотнесение их с данны­ ми по структуре региона в целом и по деформации чехольного комплекса, а также с геофизическими материалами и результатами анализа напряженного состояния позволили создать геодинамическую модель альпийского этапа развития Южного Тянь-Шаня [Леонов М., 1991, 1997] (рис. 7). Основной механизм формирования структуры и морфологии Южного Тянь-Шаня в новейшее время определяется объ­ емным перераспределением вещества в коровом слое, оттоком горных масс из об­ ласти впадин и нагнетанием их в область поднятия, т.е. эжективно-компрессионной реидной тектоникой [Леонов М., 1993, 1997], которая свойственна и другим регио­ нам [Паталаха и др., 1995; Colliston, 1990] .

Внутренние кристаллические массивы подвижных поясов. Кристаллические вы­ ступы древнего фундамента характерны для большинства подвижных поясов. По своему происхождению они могут быть микроконтинентами, аллохтонными отторженцами платформенного фундамента или выведенным на дневную поверхность фундаментом подвижного пояса и др. Рассмотрим кратко несколько примеров .

Д з и р у л ь с к и й м а с с и в. Дзирульский выступ кристаллического фунда­ мента соответствует наиболее приподнятому участку Закавказского срединного массива, сложенному допалеозойскими кристаллическими сланцами, гнейсами и филлитами, а также палеозойскими гранитоидами, кварцевыми порфирами и их ту­ фами. Чехол массива включает осадочные и вулканогенные породы юры и мела, которые перекрыты орогенными отложениями олигоцена и миоцена. Тектониче­ ская структура массива представляет собой [Леонов М., 1991, 1994] гигантскую брекчию с дискретной дезинтеграцией вещества от огромных пластин-блоков вплоть до минеральных зерен (см. рис. 2,5). Поверхность домезозойского пенепле­ на испытывала пликативную деформацию, которая должна была обеспечиваться внутренней объемной подвижностью масс фундамента. Учитывая специфику раз­ рывной тектоники и объемный катаклаз, общую тектоническую дезинтеграцию массива, смещение одних элементарных связных объемов относительно других и оформление при этом складчатой поверхности фундамента, можно думать, что подвижность кристаллического цоколя обусловлена именно этой раздробленно­ стью на макро-, мезо- и микроуровнях и объемным катакластическим течением .

Сходные механизмы мы рассмотрели для фундамента Северо-Американской плат­ формы, Карельского массива и других регионов. Аналогичная интерпретация Рис. 7. Г е о л о г о - г е о ф и з и ч е с к и й п р о ф и л ь, о т р а ж а ю щ и й с о в р е м е н н у ю с т р у к т у р у, г л у б и н н о е с т р о е н и е и а л ь п и й с к у ю г е о д и н а м и к у Ю ж н о г о Т я н ь -Ш а н я (П р и п о с т р о е н и и м о д е л и и с п о л ь з о ­ ваны : п р едставлен и я о р еи дн ой д еф о р м ац и и го р н ы х м асс и тек то н и ч еск и х п о то ках ; м одели п оведени я в ещ еств а в п о ле силы тяж ести ; м о д ел ь р ео л о ги ч еск о й р ассл о ен н о сти л и т о с ф е р ы и и зги бн ой н еу сто й ч и во сти, м од ель к аск ад н о й конвекци и. Д етал ь н о е о б о сн о в ан и е м од ели и б и б л и о г р а ф и я с о д е р ж а т с я в [Л е о н о в, 1 9 9 3 ].) 1 - неоген-четвертичная моласса; 2 - отложения мезозоя-палеогена Ферганской и Афгано-Тад­ жикской впадин; 3 - солевой комплекс, 4 - подсолевой комплекс; 5 - мезозойско-кайнозойские отложе­ ния внутренних впадин Гиссаро-Алайской горной системы; 6 - палеозойские отложения (осадочно-ме­ таморфический складчато-покровный комплекс, сформированный к концу палеозоя); 7 - “гранитно-ме­ таморфический” (верхнекоровый) слой; 8 - вероятные области возникновения расплавов, фиксируемые по данным геотермии и гравиметрии (в приповерхностных горизонтах палеозойские граниты); 9 - “ба­ зальтовый” (нижнекоровый) слой; 1 0 - верхняя мантия (относительно холодная); 11 - относительно про­ гретая разуплотненная мантия (астеносферный слой); 12 - возможный след палеозойской зоны субдукции; 13 - поверхность домезозойского фундамента (домезозойский пенеплен); 14 - раздел К; 15 - раздел М; 16 - надвиги и разломы в верхней части корового слоя; 17 - условная граница низкопроводящей (хо­ лодной) и высокопроводящей (разогретой и разуплотненной) мантии (косыми штрихами отмечены по­ граничные зоны, фиксируемые по данным МТЗ); 18 - направления тектонических потоков; 1 9 - напря­ жение общего субгоризонтального сжатия; 20-22 - значения: 20 - удельного сопротивления горных по­ род, 21 - скоростей сейсмических волн, 22 - плотностей горных пород Р и с. 8. М о д е л ь ф о р м и р о в а н и я с т р у к т у р ы Р о д о п с к о го м а с с и в а (ц е н т р а л ь н а я и в о с т о ч н а я ч а ­ сти) в п о зд н е э о ц ен о в о е-ч етв ер ти ч н о е врем я 1 - “гранитный” слой; 2 - область выплавок кислого материала; 3,4 - комплексы; 3 - Прародопский, 4 - Родопский; 5 - эоцен-четвертичные отложения (верхний эоцен - с тектоно-гравитационными микститами); 6 - кислые вулканиты; 7 - линии надвигов; 8 - зоны межформационных срывов и хрупко­ пластического течения приведена для гранитоидов Гиссарского батолита (Южный Тянь-Шань) [Леонов М., 1994] .

Р о д о п с к и й м а с с и в. Родопский массив (рис. 8) - один из наиболее крупных выступов гранитно-метаморфического фундамента в пределах Альпий­ ского подвижного пояса. В строении массива участвуют метаморфические образо­ вания докембрия (фундамент) и чехольные вулканогенно-осадочные частично метаморфизованные отложения и вулканиты палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Данные по геологии Родопского массива содержатся в [Бончев и др., 1980; Боянов, 1973;

Докембрий..., 1979; Иванов и др., 1979; Кожухаров, Тимофеев, 1979; Кожухарова, 1984; Кожухарова, Кожухаров, 1980; Макаров, Спиридонов, 1982; Московски, Ива­ нов, 1986; Особенности становления..., 1984; Rtunion..., 1983], а их обобщение в кон­ тексте рассматриваемой проблемы в [Леонов М., 1997] .

Массив имеет своеобразное “псевдопокровное” строение, когда каждый более верхний аллохтонный элемент оказывается по возрасту моложе, чем подстилаю­ щий. Так, в пределах Белореченского поднятия, по данным [Особенности станов­ ления..., 1984], автохтон представлен породами Прародопского комплекса (архей), а аллохтон сложен метаморфитами Родопской надгруппы (протерозой), палеозой­ скими и мезозойскими (вплоть до верхнемеловых) осадочными и вулканогенно-оса­ дочными, частично метаморфизованными толщами. По образному выражению [Особенности становления..., 1984], аллохтонные (?) элементы образуют “струк­ турную мантию” вокруг выходов архейского Прародопского комплекса .

В пределах Родопского массива [Боянов, 1973; Докембрий..., 1979; Особенно­ сти становления..., 1984] границы между комплексами маркированы зонами текто­ нического смешивания, многочисленными зеркалами скольжения, складками воло­ чения, зонами рассланцевания, будинажа, катаклаза, ретроградного метаморфиз­ ма. Во многих местах породы катаклазированы и превращены в милониты и ультР и с. 9. С х е м а д и в е р г е н т н о г о к о л л а п с а М е н д е р е с с к о г о м а с с и в а (Т у р ц и я ) (п о [H e tz e l e t a l., 1 9 9 5 ]) рамилониты. Зоны рассланцевания, милонитизации и диафтореза достигают мощ­ ности до 50-150 м. Ориентировка зон структурно-вещественной переработки суб­ параллельна границам структурно-метаморфических комплексов и литологиче­ ских пачек. Отмечено множество объемно-площадных зон рассланцевания и диа­ фтореза, которые пронизывают буквально весь массив, в том числе и мезозойскую его часть. Эти сведения (наряду с данными личных наблюдений, литературы и кар­ тографии) приводят к выводу, что основным механизмом формирования структу­ ры Родопского массива являются механизмы объемного тектонического течения горных масс и их тектонического расслоения, которые связаны с многократной тектоно-метаморфической активизацией, фиксируемой для протерозоя, палеозоя и мезозоя .

Активизация объемного течения пород Родопского массива связана также и с новейшим этапом, начало которому положил рост купольного поднятия в позднем эоцене [Макаров, Спиридонов, 1982]. Рост купола был, по-видимому, спровоциро­ ван общим тангенциальным сжатием (пиренейская фаза), возможно, более ранним сдваиванием корового слоя или его тектоническим нагнетанием в область массива .

Рост купола в условиях двухстороннего сжатия привел в позднем эоцене к коллап­ су и бивергентному растеканию массива, как это показано, в частности, для масси­ ва Мендерес в Турции (см. ниже) .

Растяжение в верхней части коры привело к возникновению (или обновлению) тектонического расслоения массива. В его центральных частях в результате растя­ жения и в краевых зонах как компенсация куполообразного вздутия формируются грабены и впадины, в которых накапливаются верхнеэоценовые терригенные от­ ложения. Надвигание (наползание) отдельных тектонических покровов и шарьяжей на области опускания привело к формированию гравитационных и тектоногравитационных микститов [Московски, Иванов, 1986]. Общее сжатие, вызвавшее утолщение коры, и последующая декомпрессия привели в олигоцене к мощному всплеску корового вулканизма .

М е н д е р е с с к и й м а с с и в. Мендересский массив, так же как и Родопский, входит в систему внутренних массивов Альпийского пояса и является круп­ ным выступом кристаллического фундамента в юго-восточной части Турции. Мас­ сив сложен двумя комплексами пород [Bozkurt, Park, 1994]: докембрийскими очко­ выми гнейсами, мигматитами, сланцами амфиболитовой фации метаморфизма и палеозойско-мезозойскими метаосадочными породами чехольного комплекса (слюдяными сланцами, филлитами, кварцитами, мраморами). Массив рассечен на три блока субширотными миоценовыми грабенами и прорван синкинематическими гранодиоритами Салихи .

Структурные исследования позволили реконструировать поведение горных масс фундамента массива в процессе его эксгумации [Hetzel et al., 1995] (рис. 9). В центральной части массива фиксируется коаксиальное дифференциальное сдвиго­ вое течение, что выявлено по расположению структурных элементов и ориенти­ ровке оси “с” в кварцевых зернах. С удалением от этой центральной зоны увеличи­ вается асимметрия ориентировки оптических осей и ряда структурных форм, что свидетельствует о нарастании некоаксиального течения. В южном блоке и в юж­ ной части центрального блока фиксируется сдвиговое течение в ЮЮЗ направле­ нии; в северной части центрального блока и в северном блоке направление сдвиго­ вого течения противоположно и имеет ССВ направленность. Течение субпарал­ лельно выгнутой поверхности массива или несколько круче. Данная закономер­ ность сдвигового течения проинтерпретирована [Hetzel et al., 1995] как дивергент­ ное растяжение и горизонтальное растекание горных масс в процессе их куполо­ видного подъема. Этот вывод подтвержден и возникновением зон растяжения (ми­ оценовые грабены), а также наличием зон хрупко-пластического субгоризонталь­ ного отслоения, маркированных мощными катаклазитами. Растяжение и деформа­ ция сопровождаются процессами ретроградного метаморфизма. Время деформа­ ции пластического течения и растяжения, установленное на основании данных изо­ топной геохронологии и возраста отложений в грабенах, определено в интервале от 20 до 12 млн лет .

ВЕРТИКАЛЬНАЯ АККРЕЦИЯ КОНСОЛИДИРОВАННОЙ КОРЫ:

СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЙ АСПЕКТ

Излагаемый материал рассмотрен в [Колодяжный, 1998; Колодяжный и др., 1996; Леонов М., Колодяжный, 1998; Леонов М. и др., 1996], а также в серии нахо­ дящихся в печати статей М.Г. Леонова с соавторами и С.Ю. Колодяжного, и здесь приведены лишь основные фактические данные и вытекающие из них выводы. В первой части статьи было показано, что состав и структура консолидированной ко­ ры с течением времени подвергается существенным трансформациям. Одной из разновидностей этих преобразований является формирование новых объемов кон­ солидированного гранитно-метаморфического слоя .

Наличие гранитно-гнейсового слоя и близость к андезиту средневзвешенного состава его пород - одно из фундаментальных свойств консолидированной коры континентов [Борукаев, 1996; Добрецов, 1980]. Значительный объем (по разным оценкам от 50 до 85% [Борукаев, 1996; Гаррелс, Маккензи, 1974; Armstrong, 1981;

Fife, 1978; Lowman, 1989]) первичной сиалической (т.е. консолидированной) коры сформирован в архее. В последующие эпохи происходит структурно-вещественная трансформация первичной коры, а также наращивание гранитно-метаморфическо­ го слоя в результате возникновения его новых объемов за счет как пород более древнего фундамента, так и отложений чехольного комплекса, т.е. гранитизация или - несколько шире - сиализация корового слоя .

Понимание явления гранитизации, его содержания и первопричин различно; в то же время сущность процесса в его морфологическом выражении достаточно яс­ на [Петрографический словарь, 1963. С. 91]: «Гранитизация - совокупность слож­ ных процессов,...заключающихся в том, что различные горные породы (осадоч­ ные, изверженные или метаморфические) под влиянием ряда факторов изменяют свой состав и структуру и превращаются в граниты». Тем не менее нужно отметить, что возникает не чисто “гранитный”, а “гранитно-метаморфический слой”, и пра­ вы, по-видимому, те исследователи, которые считают, что главным “является не степень приближения состава пород к граниту, а общая петрогенетическая тенден­ ция обогащения пород гранитофильными компонентами...» [Кейльман, Паняк,

1979. С. 69], т.е. сиализация горных масс [Синицин, 1972] .

При этом существенное значение приобретают процессы метаморфизма вул­ каногенно-осадочных пород, в результате которых происходит замещение “пер­ вичных” минеральных комплексов метаморфическими и - как следствие - повыше­ ние кристалличности и изменение реологических свойств пород, что, в свою оче­ редь, является не менее важным критерием вхождения пород в состав консолиди­ рованной коры, чем ее сиализация. Способность горных масс к объемному текто­ ническому течению (“реидной деформации”) есть, как было показано выше, основ­ ная форма реализации тектонической жизни консолидированной коры .

Формирование новых объемов гранитно-метаморфического слоя и изменение его мощности и внутренних свойств связано [Борукаев, 1996; Lowman, 1989] с компле­ ксом эндогенных и экзогенных факторов (седиментационных, магматических, структурно-метаморфических), в результате которых происходит: (а) латеральное причленение новых порций сиалического материала или “латеральная аккреция” (lateral accretion); (б) вертикальное наращивание сиалического слоя или “вертикаль­ ная аккреция” (vertical accretion). Вертикальная аккреция осуществляется за счет подслаивания снизу (underplating, underaccretion), наслаивания сверху (overplating, overaccretion) и внутрикоровых процессов (intraplating, intraaccretion). Возможны различные подходы к изучению вертикального аккретирования корового слоя, од­ нако наиболее интересным в контексте рассматриваемой проблемы представляет­ ся изучение процессов, протекающих на границах различных оболочек земной ко­ ры и отражающих взаимодействие их между собой. В соответствии с таким подхо­ дом “вертикальная аккреция - это изменение мощности и внутренних свойств консолидированной коры и составляющих ее слоев под влиянием совокупности геологических процессов, отражающих взаимодействие различных оболочек Зем­ ли”. В этой публикации сделан акцент на механизмах наслаивания (overaccretion) корового слоя за счет структурно-вещественной трансформации пород осадочного чехла .

Региональный материал Ю ж н ы й Т я н ь - Ш а н ь. Характерным структурно-вещественным эле­ ментом Южного Тянь-Шаня являются синформные зоны с развитыми в них вулка­ нитами основного состава, зеленосланцевым метаморфизмом и венчающими раз­ рез мощными толщами рифогенных отложений. Первоначально они представляли собой вулканические постройки (подводные и островные вулканические гряды), возвышающиеся над общим уровнем дна абиссальных равнин. Их эволюция реконструируется следующим образом [Леонов М., 1988, 1997] (рис. 10). На раннем эта­ пе (рифей?-ранний палеозой) на меланократовом основании (коре субокеаниче­ ского типа) происходит рост вулканического поднятия, о чем свидетельствуют петрохимический состав вулканитов и присутствие ультрабазитов и габброидов. На возникновение вулканической постройки, приподнятой над общим уровнем мор­ ского дна, указывают гравитационные и вулканогенно-гравитационные микститы .

В лландовери-венлоке на вершине вулканической постройки начинается формиро­ вание рифовых известняков и доломитов. Их появление фиксирует прекращение вулканической деятельности и начало длительного (до позднего девона-раннего карбона) равномерно-дискретного опускания кровли вулканической постройки, которое привело к накоплению более чем двухкилометровой толщи преимущест­ венно рифогенных известняков. Возникают структуры, аналогичные современным “Seamount”, а затем они трансформируются в морфоструктуры типа гайотов и атоллов .

Это опускание связано [Леонов М., 1988] с процессом пластического течения вулканического основания, которое сопровождалось вещественными изменениями [Кожухарова, Леонов М., 1988]. Происходит гомогенизация структуры и составов исходных пород с возникновением по ним кварц-серицит-хлоритовых, кварц-серицит-альбит-актинолитовых, кварц-хлорит-актинолитовых, эпидот-актинолитовых и других разновидностей зеленых сланцев. Постепенно, в результате горизонталь­ ного перераспределения масс и связанного с этим погружения, на уровень проявле­ ния зеленосланцевого метаморфизма приходят все новые и новые более высокие горизонты пород, которые, в свою очередь, подвергаются метаморфизму, рассланцеванию и латеральному перераспределению. В конечном итоге в основании подРис. 10. П а л е о т е к т о н и ч е с к а я э в о л ю ц и я в у л к а н и ч е с к и х в н у т р и б а с с е й н о в ы х г р я д и ф о р м и р о ­ ван и е ф р а гм е н т о в “ко н ти н ен тал и зи р о в ан н о го ” м етам о р ф и ч еск о го слоя на к о р е су б о к еан и ­ ч е с к о г о т и п а (Ю ж н ы й Т я н ь -Ш а н ь ) 1 - ультрабазиты; 2 - габбро и базальты (аналоги второго и третьего слоев океанической коры); 3

- основные вулканиты; 4 - основные вулканиты, кремнистые и терригенные породы, рассланцованные и метаморфизованные в зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фациях; 5-9 - осадочные комплек­ сы: 5 - кремнисто-глинисто-карбонатные (ордовик-силур), 6,7 - рифовые известняки: 6 - силур, 7 - де­ вон; 8 - кремни и тонкослоистые известняки (девон-карбон); 9 - флиш и тектоно-гравитационные микститы (средний-верхний карбон); 1 0 - области возникновения кислых расплавов; 11 - граниты и гранодиориты водных и островных гряд формируются линзы и полосы метаморфических пород .

Поскольку процесс метаморфизма осуществляется в условиях взаимодейст­ вия с морской водой, усиленного флюидного режима и синметаморфического тектонического перемешивания базальтов, кремнисто-терригенных и пелитовых пород, то в результате на меланократовом океаническом основании обра­ зуются мощные и протяженные линзы и полосы метаморфических пород, хими­ ческий состав которых имеет повышенное в сравнении с исходными базальтами содержание литофильных элементов, прежде всего калия, щелочей и кремния [Коссовская и др., 1981], т.е. формируется некий “примитивный” метаморфиче­ ский слой, валовой химический состав и минеральные комплексы которого име­ ют повышенное (по отношению к материнским породам) содержание “сиалических” компонентов. Реологические свойства пород также меняются и в конце концов полностью соответствуют реологии консолидированной коры. Таким образом эти объемы “примитивного” метаморфического слоя надстраивают меланократовый фундамент и отражают процесс его сиализации и вертикаль­ ной аккреции. Аналогичные процессы фиксируются и в ряде структур совре­ менного океанического дна [Леонов М., 1988] .

К этому нужно добавить, что базальтовый вулканизм, проявившийся на ран­ них этапах развития этих структур, связанный с мантийной дифференциацией и столь характерный для современных и палеоокеанов, сам по себе является ф ак­ тором сиализации корового слоя. Сравнивая средние химические составы ба­ зальтовых выплавок и перидотитового остатка, приводимые Полдервартом [Синицин, 1972], можно видеть увеличение содержания в базальте: S i0 2 - на 6-7%, А12Оэ - на 10-12%, СаО - в 2-3 раза, Na20 - в 5-6 раз, К20 - в 4— раз, при параллельном уменьшении MgO с 40 до 7— и FeO с 10 до 6,5%. За показатель 6% сиализации может быть принято [Синицин, 1972] отношение S i0 2/MgO, которое для вещества мантии равно 1,5, для перидотитового остатка - 1, для базальто­ вых выплавок - 9. Метаморфизм эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой ф а­ ций также способствует дальнейшей сиализации вещества в силу того, что тер­ модинамические условия этих ступеней метаморфизма благоприятны для вхож­ дения сиалических компонентов в решетки силикатов. Сиалические компонен­ ты концентрируются в составе гидроксилсодержащих минералов (мусковит), минералов с повышенным содержанием щелочей (калишпаты, кислые плагиок­ лазы, слюды, щелочные амфиболы) и минералов с повышенным содержанием S i0 2 (кварц, полевые шпаты). Эти “центры метаморфизма” могут, вероятно, рассматриваться как зародыши будущего настоящего гранитно-метаморфиче­ ского слоя. Данная тенденция подчеркивается и проявлением более позднего ка­ лиевого метасоматоза .

Срединно-Камчатский м а с с и в. Материал заимствован из работы [Колодяжный и др., 1996]. Массив сложен гнейсами, амфиболитами, ме­ таморфическими сланцами и перекрыт континентальными конгломератами барабской свиты позднесенонского возраста. Породы массива и барабские конг­ ломераты (автохтонные комплексы) перекрыты аллохтонными пластинами верхнемеловых пород. В основании покровов развиты мощные зоны субгори­ зонтального сдвигового течения с проявлением вязко-пластических деформа­ ций. Барабские конгломераты (рис. 11) в результате своего положения на гра­ нице автохтона и надвигающихся аллохтонных масс были вовлечены в процесс тектонического течения и подверглись структурно-вещественной переработке, в результате чего породы преобразованы в ориентированные тектониты со сложным парагенезом структур хрупко-пластического течения: будинажем, кливажем течения, сланцеватостью, линейностью растяжения, асимметричны­ ми S-образными птигматоидными складками, структурами вращения, дворика­ ми давления, микроплойчатостью, С- S -структурами и др. При этом отмечается Холопский покроЬ_________

–  –  –

Р в е. 11. С т р у к т у р н ы й р а з р е з с у б г о р и з о н т а л ь н о й з о н ы с д в и г о в ы х д е ф о р м а ц и й и в е р т и к а л * н о г о а к к р е т и р о в а н и я С р е д и н н о - К а м ч а т с к о г о м а с с и в а [ К о л о д я ж н ы й и д р., 1996] Е - интенсивность деформации; фрагменты микроструктур, отражающих сдвиговую (в механиче­ ском смысле) деформацию: А - C-S-структуры, 5 - асимметричные пластические хвосты, В - стилолитовые швы; Г - структуры вращения; Д - структуры внутрикристаллического трансляционного сколь­ жения (механическое двойникование) прогрессивная смена структур хрупкого разрушения структурами хрупко-пла­ стического, а затем пластического течения с постепенным переходом с макро­ на микроуровень .

Вторичные вещественные преобразования неравномерны и характеризуют­ ся ленточно-петельчатым рисунком при существовании постепенных переходов от слабо измененных пород уровня эпигенеза-метагенеза до пород эпидот-амфиболитовой фации. Существует парагенетическая связь между величиной де­ формации и интенсивностью вещественных преобразований, что, аналогично Курганакской зоне Южного Тянь-Шаня [Леонов М. и др., 1995] (рис. 12), нахо­ дит отражение как в постепенном увеличении процентного содержания мета­ морфических минеральных фаз, так и в повышении фациального уровня мета

–  –  –

— • — % • —

–  –  –

морфизма. Процесс идет до полной перекристаллизации конгломератов и пре­ вращения их в кристаллические сланцы, структурно-петрологические и реоло­ гические параметры которых практически одинаковы с таковыми подстилаю­ щих пород фундамента массива. В результате происходит структурно-вещест­ венная и реологическая гомогенизация фундамента и чехла и вертикальное на­ ращивание консолидированного корового слоя .

С е в е р о - К а р е л ь с к а я з о н а. Северо-Карельская зона представляет собой коллизионный шов, расположенный на границе двух крупных геоблоков Балтийского щита - Беломорского и Карельского и характеризуется интенсивны­ ми структурными и вещественными преобразованиями карельского возраста [Сыстра, 1991]. В пределах зоны выделяется два комплекса: нижний (архейский фунда­ мент) и верхний (нижнепротерозойский протоплатформенный чехол). В аспекте рассматриваемой проблемы интересны следующие закономерности строения зоны [Колодяжный, 1998; Леонов, Колодяжный, 1998]. (1) Общность структурного пла­ на для образований архейского гранито-гнейсового фундамента и перекрывающих его протоплатформенных отложений. И в том и в другом комплексе развиты стру­ ктуры вязкопластического течения, связанные со сдвигово-доменным течением, формированием покровно-складчатых и покровно-купольных структур. Различ­ ные виды стрессовых структур (линейность, сланцеватость, гнейсовидность, будинаж и др.) указывают на идентичность и конформность структур в кристалличе­ ском фундаменте и в проточехольном комплексе. (2) Единый стиль метаморфиче­ ских преобразований: породы обоих комплексов изменены от начальных ступеней зеленосланцевой фации до амфиболитовой фации кианит-силлиманитового типа и образуют единую метаморфическую зональность. (3) Для образований архейского фундамента и нижнепротерозойского чехла отмечаются единые структурно-веще­ ственные парагенезы. Например, различные виды минеральной и структурной ли­ нейности и там и там ориентированы единообразно и на стереограммах образуют общие поля. (4) Парагенетическое единство процессов структурной и веществен­ ной переработки горных пород .

По [Колодяжный, 1998], метаморфизм в пределах цоколя сопровождается мигматизацией, микроклинизацией, частичным плавлением и реоморфизмом, в результате чего формируются микроклин-плагиоклазовые гранито-гнейсы и генетически с ними связанные гранитоиды. Переход от гранито-гнейсов фунда­ мента к супракрустальным образованиям нижнего протерозоя постепенный. В породах проточехла отмечены жилы и тела биотитовых и амфибол-биотитовых плагиомикроклиновых гранитов, лейкогранитов и пегматоидов. Вдоль контак­ та (от 10 до 250 м) породы чехла испытывают объемную гранитизацию. Такие процессы развиты на контактах гранито-гнейсов и метаосадочных и метавулканогенных пород, близких по составу к гранитам. При налегании на гранитогнейсы базитовых комплексов в чехле развиваются процессы альбитизации, окварцевания, биотитизации, а также формируются жилы реоморфических микроклин-плагиоклазовых гранитов. В архейских гранито-гнейсах в этом случае развиваются процессы хлоритизации, эпидотизации, амфиболитизации с ф ор­ мированием биотит содержащих амфиболитов и амфибол-биотитовых пород .

Можно наблюдать признаки амфиболитизации первичного гранитного субстра­ та и наоборот - гранитизацию основных пород. Конечным результатом процес­ са является гомогенизация петроструктурных и реологических параметров фун­ дамента и чехла и возникновение новых объемов консолидированной коры за счет переработки чехольного комплекса .

Р а й о н оз. С е г о з е р о. Особенности процесса гранитизации, изучен­ ные в этом районе совместно с С.Ю. Колодяжным и В.В. Петровой [Леонов М .

и др., 1999], рассмотрим на примере петроструктурного разреза в юго-восточ­ ной части Сегозерской наложенной мульды, которая выполнена отложениями нижнепротерозойского протоплатформенного чехла (преимущественно ятулия), залегающих с размывом на породах архейского основания. В разрезе вы­ деляется три породных комплекса (рис. 13). Нижний представлен гранито-гнейсами и гнейсо-гранитами архейского возраста. Верхний сложен метакварцитами и метабазальтами ятулийского проточехла. В пограничной зоне между гранитогнейсами архея и чехольными отложениями расположен “промежуточный” комплекс, представленный сочетанием различных типов пород, включающих образования архейского фундамента, а также многочисленные тела (силлы, дайки, жилы) пород основного, среднего и кислого состава. Дайково-силловый комплекс метаосновных пород пропитывает верхнюю часть гранито-гнейсово­ го фундамента и насыщает его все больше и больше, постепенно полностью вы­ тесняя гранито-гнейсы и замещая их в разрезе. В результате возникает приконтактовая (субслойная, первично субгоризонтальная) зона (мощностью до 200 м) преимущественного развития метаосновных пород, имеющих ятулийский воз­ раст. И гранито-гнейсы и силлово-дайковый комплекс прорваны многочислен­ ными аплитовыми жилами более поздних генераций. При этом породы фунда­ мента подверглись реоморфизму, а породы “промежуточного” комплекса - ме­ таморфической дифференциации, натриево-калиевому метасоматозу и грани­ тизации с возникновением гнейсовидной структуры и полосчатости. Постепен­ но, в результате развития процесса сиализации, гранитизации и реоморфизма, составы пород фундамента и промежуточного комплекса выравниваются и про­ исходит их гомогенизация, которая подчеркивается единым для фундамента, промежуточного комплекса и чехла планом деформаций. Общность деформа­ ционного плана выражена, прежде всего, в совпадении линейных и плоскостных элементов: минеральной линейности, сланцеватости, гнейсовидности, ориенти­ ровке зон рассланцевания и будинажа, в положении кварцевых и пегматоидных жил и др. Это подтверждается и положением полюсов плоскостных структур­ ных элементов, общим для пород фундамента и чехла. При этом весь комплекс структурных и структурно-вещественных преобразований отражает и общность реологического поведения разных горизонтов корового слоя (фундамента, проР и с. 13. С х е м а т и з и р о в а н н ы й р а з р е з “ п р о м е ж у т о ч н о г о ” к о м п л е к с а н а к о н т а к т е а р х е й с к о ­ го ф у н д а м е н т а и н и ж н е п р о т е р о з о й с к о г о п р о т о п л а т ф о р м е н н о г о ч е х л а (п о [ Л е о н о в М .

и д р., 1999]) I - гранитогнейсы: а - амфибол-биотитовые, 6 - бласгомилонитизированные и хлоритизированные; 2 - послойные мигматиты первой генерации; 3 - мигматиты-артериты второй генерации; 4 - жилы мигматитов третьей и четвертой генераций; 5 - мигматит-граниты (перекристаллизованные и ремоби­ лизованные мигматиты первой и второй генераций); 6 - кварц-полевошпат-биотитовые породы (“гранитизированные” долеритовые порфириты); 7 - “гранитизированные” габбро-долеритьк 8 - слабо из­ мененные габбро-долериты; 9 - ятулийские кварцито-песчаники, метагравелиты и метаконгломераты;

10 - ятулийские метавулканиты основного состава; 11 - вторичные кварциты; 12 - эпидозиты; 13 - бластокатаклазиты и бластомилониты; 14 - номера горизонтов и пачек; 15 - направления перемещений в сдвиговом поле деформаций межуточного комплекса и чехла), а именно их объемное хрупко-пластическое течение, т.е. реидную деформацию. В результате на границе “архейский фундамент-протоплатформенный чехол” формируются новые объемы консолидиро­ ванного сиалистического слоя, т.е. происходит его вертикальная аккреция .

ОБСУЖДЕНИЕ МАТЕРИАЛА

Приведенные примеры, а также данные многочисленных цитированных выше публикаций показывают: фундамент всех видов геострутур с консолидированной корой на плитной стадии и на стадиях внутрикратонной активизации подвижен и подвержен существенным структурным и вещественным преобразованиям, связан­ ным с объемным пластическим, хрупко-пластическим и катакластическим течени­ ем, т.е. с реидной деформацией. Механизмы и особенности проявления реидной де­ формации в каждом случае зависят от общей геодинамики региона, его первона­ чальной структуры, реологии слагающих пород, особенностей регионального и ло­ кального полей напряжений .

Анализируя картину реидной деформации в целом, можно сделать вывод, что для складчато-метаморфического фундамента древних платформ более характер­ ны продольные течения с субвертикальной ориентировкой плоскостных элемен­ тов. Формирование купольных гранитных и гранито-гнейсовых структур также вряд ли связано лишь с радиально направленными силами; оно определяется, по-видимому, тангенциальными напряжениями и связано со значительными латеральны­ ми перемещениями горных масс, в том числе в режиме сдвигового течения, как это показано в [Ажгирей, 1966; Колодяжный и др., 1996; Копп, 1981; Леонов М., 1988, 1997; Леонов М. и др., 1995; Леонов М. и др., 1998; Паталаха, 1966; Паталаха и др., 1995; Colliston, 1990]. Для молодых платформ, внутриконтинентальных орогенов и срединных массивов подвижных поясов характерна иная закономерность, выра­ женная в субгоризонтальном расслоении фундамента и возникновении горизон­ тально-плоскостного тектонического сдвигового течения. Вывод этот, однако, ну­ ждается в уточнении .

Структурно-вещественная переработка пород, связанная с реидной деформа­ цией, происходит на разных масштабных уровнях и может иметь разное выражение в различных местах одного и того же региона или даже конкретной структуры, об­ разуя единые парагенезы. Так, например, в пределах Южного Тянь-Шаня в едином парагенезе находятся структуры пластического течения, катаклаза, меланжирования и динамической рекристаллизации. С реидной тектоникой фундамента связано формирование осадочных бассейнов, что можно наблюдать на примерах СевероАмериканской платформы, грабенов Мендересского и Родопского массива, разви­ тия мезозойско-кайнозойских впадин Тянь-Шаня .

Реидная тектоника проявлена и в новейшей структуре континентов [Кинг, 1967; Леонов М. и др., 1998; Николаев, 1994; Hetzel et at., 1995] и может выступать в качестве рельефообразующего фактора, однако при возникновении потоков с ла­ теральным течением горных масс ее влияние на развитие рельефа может быть ми­ нимальным .

В результате регионального проявления реидной тектоники в консолидирован­ ной коре континентов формируются сложные коллажи структур вертикально- и горизонтально-плоскостного течения, а также протрузивно-купольные структуры .

Протрузивный процесс, т.е. внедрение кристаллических масс под действием текто­ нической компрессии, осуществляется не только в вертикальном направлении. Об­ разуются и “горизонтальные протрузии”, связанные с объемным продольным сдви­ говым течением. Основной механизм проявления реидной тектоники в консолиди­ рованной коре - компрессионно-эжективный [Леонов М., 1993, 1997; Паталаха, 1971; Colliston, 1990] .

Таким образом, реидная тектоника фундамента является реальным и широко­ масштабным явлением, которое определяет многие особенности геодинамики об­ ластей с консолидированной корой и внутриконтинентального тектогенеза в це­ лом. Этот вывод имеет существенное значение для разработки геодинамических концепций, так как показывает, что литосфера континентов не является жесткой и пассивной, а представляет собой весьма подвижную субстанцию, которая чут­ ко реагирует на приложение внешних сил и обладает внутренней энергией, спо­ собной создавать сложные внутриплитные тектонические ансамбли .

Процесс структурно-вещественных преобразований в пограничной области “фундамент-чехол” сопровождается рядом явлений, приводящих к выравнива­ нию (гомогенизации) петроструктурных и реологических параметров фунда­ мента и чехла и к наращиванию (вертикальной аккреции) консолидированного слоя. Явление это, как можно было видеть, широко распространенное и отра­ жает фундаментальную закономерность эволюции земной коры. Объемная гранитизация и сиализация осадочного чехла была подмечена ранее в различ­ ных районах Карелии [Лобач-Жученко, 1977; Лобач-Жученко, Пинаева, 1961;

Этапы..., 1973]. Так, в [Этапы..., 1973. С. 106] при рассмотрении Северо-Карель­ ской зоны сказано: “Повсеместно по границам (с архейским фундаментом. М Л.) метаморфизованных... пород протерозоя устанавливаются... превращения осадочно-вулканогенных пород протерозоя в гнейсы в гранито-гнейсы” .

С.Ю. Колодяжным сходные явления описаны в пределах Южного Тянь-Шаня (Нуратау) .

Процесс стрктурно-вещественных преобразований в пограничной области “фундамент-чехол” может развиваться несколько по-разному и фиксироваться к настоящему моменту на разных стадиях своего развития. Так, в пределах Южного Тянь-Шаня процесс сиализации и гомогенизаци фиксируется на стадии формирова­ ния метаморфических пород высокой степени кристалличности и соответствую­ щей реологии, отражающей способность к реидной деформации. Наблюдается ре­ альная сиализация вещества, но признаков гранитизации, кроме позднего калиево­ го метасоматоза, не наблюдается. Приблизительно та же стадия структурно-веще­ ственной трансформации пород чехольного комплекса фиксируется в пределах ку­ польных структур Северного Прионежья [Леонов М. и др., 1996]. Несколько даль­ ше заходит процесс преобразований и общей гомогенизации пород фундамента и чехла в районе оз. Сегозеро, где процесс гранитизации выражен достаточно четко, но все же следы первичных состава и взаимоотношений пород сохраняются и воз­ можно выделение “промежуточного” комплекса. В Северо-Карельской зоне про­ цесс заходит настолько глубоко, что в ряде случаев провести границу между архей­ ским фундаментом и вновь возникшими объемами гранитно-метаморфического слоя практически невозможно - происходит полная гомогенизация петроструктур­ ных и реологических свойств фундамента и нижних горизонтов чехла и вертикаль­ ное аккретирование консолидированной коры за счет причленения новых объемов гранитно-метаморфического слоя, как было подчеркнуто несколько выше [Эта­ пы...., 1973] .

Приуроченность структурно-вещественной трансформации пород к погранич­ ной области “фундамент-чехол”, а также к наиболее контрастно построенным тол­ щам (например, конгломераты Курганской зоны Южного Тянь-Шаня или барабские конгломераты Камчатки), по-видимому, не случайна: реологическая контра­ стность сред (фундамент и чехол) и реологическая неоднородность конгломератов способствовали концентрации и последующей релаксации напряжений сдвига (в механическом смысле), вызванных тектоническими напряжениями в регионах. На­ ми было показано [Леонов М. и др., 1995], что метаморфизм проходит в условиях объемного хрупко-пластического течения и вещественные преобразования конт­ ролируются механохимическими факторами, т.е. факторами, связанными с прило­ жением к системе механической энергии тектонических процессов. В частности, калиево-кремниевый метасоматоз, реальные следы которого фиксируются в опи­ санных районах, практически всегда связан [Ициксон, 1970] с проявлением пласти­ ческих деформаций (текучести горных пород). Петрографически доказана одно­ временность протекания и единство процессов деформации, перекристаллизации и метасоматоза пород, что свидетельствует о тесном взаимопереплетении механохимических и кристаллизационных явлений. При этом химические процессы в обста­ новке “давление + сдвиг“ в условиях наличия водных флюидов приводит к разогре­ ву, метаморфизму, метасоматозу и гранитизации пород [Иванкин, 1985]. Посколь­ ку, как уже говорилось, максимальное накопление и разрядка напряжений проис­ ходят на границах физически контрастных сред, то граница “фундамен/чехол” это, по существу, тот аттрактор, который автоматически предопределяет возмож­ ность и реальность процесса вертикального аккретирования, а также его периоди­ ческую возобновляемость .

К сказанному необходимо добавить, что существует, по-видимому, еще один мощный аттрактор, стимулирующий дискретную возобновляемость процесса “континентализации” базитовой коры [Яковлев, 1998, 1999]. Этот процесс стимулирует­ ся метаморфогенной инфильтрацией (М-инфильтрацией) газово-водных флюидов, которая связана с зеленокаменным метаморфизмом (гидротацией) погребенных базальтоидов и их метаморфических аналогов - гранулитов и гнейсов и захватыва­ ет верхние горизонты гранулит-гнейсовой континентальной или базитовой океани­ ческой кор, а также, вероятно, и мощные толщи базальтов, изливающихся на кон­ тинентах .

М-инфильтрация, по данным [Яковлев, 1999], приводит к сиализации и кратонизации земной коры, проявляется дискретно во времени и пространстве, но толь­ ко при наличии относительно мощного осадочного чехла (не менее 2-3 км), в кото­ ром развиваются достаточно высокие флюидные давления. Область нисходящей М-инфильтрации может достигать глубин в 8-10 км и более. По данным цитируе­ мого автора, в континентальных осадочных бассейнах с мощным чехлом и меланократовым основанием “с возбуждением такого потока связана активизация тех гео­ логических процессов, которые особенно чувствительны к флюидному и термиче­ скому режиму недр - это процессы литогенеза, тепломассопереноса и механиче­ ских деформаций. Становится возможным аллотигенный метафорфизм...” (кур­ сив мой. - М Л.) .

Из сказанного можно сделать, по крайней мере, три важных для разбирае­ мой проблемы вывода: (1) основной уровень вещественных преобразований, связанных с действием М-инфильтрации, - это пограничная область “фунда­ мент-чехол”; (2) зона М-инфильтрационной вещественной перестройки горных масс и их континентализации совпадает с зоной действия структурно-реологиче­ ского аттрактора, что еще раз подчеркивает единство и взаимообусловленность структурных и вещественных преобразований; (3) критическая мощность оса­ дочного чехла и наличие контакта резко разнородных породных масс (фунда­ мента и чехла; базитов и осадочных пород) являются в совокупности аттракто­ ром процесса сиализации .

А все это заставляет полагать, что именно совокупность двух мощных гео­ логических факторов: структурно-реологического и М-инфильтрационного де­ лает возможным многофазную, дискретную в пространстве и во времени верти­ кальную аккерцию сиалического корового слоя. Вертикальная аккреция осуще­ ствляется: (А) за счет преобразования базитовой коры; (Б) в результате прира­ щения к относительно древнему фундаменту все новых и новых объемов преоб­ разованного структурно-метаморфическими процессами вулканогенно-осадоч­ ного чехла (рис. 14) .

Интересно также отметить, что оформление этого “промежуточного” компле­ кса в качестве новой породной ассоциации и составной части консолидированной коры происходит позднее, чем накопление вышележащих протоплатформенных отложений. Из чего вытекает факт нарушения привычной последовательности соЕ3« EEU B f <

–  –  –

бытий: сначала фундамент, потом чехол. Возможны, как мы видим, и иные соотно­ шения: древний фундамент — ^ехол — новый фундамент (возникший за счет пере­ работки пород чехольного комплекса). При этом происходит смещение физиче­ ской (петроструктурно-реологической) границы “фундамент/чехол” вверх по раз­ резу земной коры, т.е. ее вертикальная аккреция .

Заканчивая изложение материала, еще раз подчеркну две главные законо­ мерности постумного развития консолидированной коры, имеющие фундамен­ тальное значение для внутриплитной геодинамики, а именно: (1) способность ус­ ловно консолидированной коры к объемной реидной деформации и (2) дискрет­ ное увеличение объемов сиалического слоя и его вертикальное аккретирование. Из чего следует сугубая условность понятия “консолидированная кора” .

В действительности - это чрезвычайно мобильная субстанция, способная чутко реагировать на все геологические (вероятно, и космические) явления, затраги­ вающие нашу планету Земля .

Работа выполнена при финансовой поддержке Российского фонда фундамен­ тальных исследований (проект № 96-05-64412) .

ЛИ ТЕРАТУРА

Ажгирей ГД. Структурная геология. М.: Изд-во МГУ, 1966. 348 с .

Бероуш Р.А. Фундамент // Структурная геология и тектоника плит. М.: Мир, 1991. Т. 3. С. 265Богданова Н.М. Проблема сохранности и возраста древнего пенеплена Тянь-Шаня // Геоморфология .

1972. № 1. С. 19-27 .

Боннев Ек., Иванов Ж., Московски Cm., Начев И. Олистостромы в Центральных Родопах, Центральной и Восточной Планине и в области Крайште: Путеводитель экскурсий. София: Изд-во Б АН, 1980 .

67 с .

Борукаев Ч.Б. Тектоника литосферных плит в архее. Новосибирск: СО РАН, 1996. 60 с .

Борукаев Ч.Б. Справочник по современной тектонической терминологии. Новосибирск: Изд-во Новосиб. ун-та, 1997. 36 с .

Боянов Ив. Някои характерны особенности на старите консолидирани ядра, блокове и срединни массиви, включены в част от Альпийския геосинклиналей пояс // Изв. Геол. ин-та. Сер. геотект. 1973 .

Кн. XXI/XXII.C. 181-212 .

Гаррелс Р., Маккензи Ф. Эволюция осадочных пород. М.: Мир, 1974. 269 с .

Деннис Дж. Международный словарь тектонических терминов. М.: Мир, 1971. 288 с .

Добрецов HJI. Введение в глобальную петрологию. Новосибирск: Наука, 1980. 200 с .

Докембрий Родопского массива и обрамляющие его фанерозойские метаморфизованные формации:

Путеводитель экскурсии. София: Изд-во Б АН, 1979. 111 с .

Иванкин П.Ф. Взаимодействие потоков восстановленных газов с литосферой подвижных поясов // Де­ газация Земли и геотектоника: Тез. докл. М.: Наука, 1985. С. 7-9 .

Иванов Ж., Московски Cm., Колчева К. Основные черты строения центральных частей Родопского мас­ сива // Geol. Balcanica. 1979. Т. 9, X 1. С. 3-50 .

® Ирдли А. Структурная геология Северной Америки. М.: Изд-во иностр. лит., 1954. 665 с .

Ициксон Г.В. Кристаллохимическое.фракционирование калия и натрия в метаморфических процессах и его мсталлогеническое значение // Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование. Л.: Наука, 1970. С. 172-194 .

Кафтан В.И., Серебрякова JI.И. Современные движения земной коры. М., ВИНИТИ, 1990. 149 с. (Ито­ ги науки и техники. Геодезия и аэросъемка; Т. 28) .

Кейльман ГА., Паняк С.Г. Проблемы геологии “гранитного слоя” // Геотектоника. 1979. X 2. С. 80-93 .

® Кинг JI. Морфология Земли. М.: Прогресс, 1967. 559 с .

Кинг Ф.Б. Тектоника Северной Америки. М.: Мир, 1972. 268 с .

Кожухаров Д., Тимофеев Б.В. Первые находки микрофоссилий в докембрии Родопского массива // Докл. БАН. 1979. Т. 32, X 12. С. 1691-1694 .

® Кожухарова Е. Происхождение и структурное положение серпентинизированных ультрабазитов докембрийской офиолитовой ассоциации в Родопском массиве. 2. Метаморфические изменения ультра­ базитов // Geol. Balcanica. 1984. Т. 14, X 6. С. 30-352 .

® Кожухарова Е.. Кожухаров Д. Проблемы докембрия в Болгарии // Там же. 1980. Т. 10, X 1. ® С. 75-94 .

Кожухарова Е., Леонов М.Г. Пластическая деформация и метаморфизм горных пород Южного ТяньШаня // Там же. 1988. Т. 18, № 4. С. 37-46 .

Колодяжнмй С.Ю. Структурно-вещественные парагенсзы Кукасозерского сегмента Северокарельской зоны (Балтийский щит) // Геотектоника. 1998. X 6. С. 77-89 .

® Колодяжный С.Ю., Зинкевич В.П.,Лучицкая И.В., Бондаренко Г.Е. Признаки вязко-пластического те­ чения в мезозойских барабских конгломератах Срединно-Камчатского массива // Бюл. МОИП .

Отд. геол. 1996. Т. 71, вып. 6. С. 15-30 .

Копп МЛ. Горизонтальное выдавливание при сжатии орогенических поясов // Там же. 1981. Т. 56, вып. 2. С. 14-28 .

Коссовская А.Г., Симонович И.М., Шутов ВД. Минеральные преобразования пород океанической ко­ ры и проблема ее начальной континентализации // Минеральные преобразования пород океаниче­ ского субстрата. М.: Наука, 1981. С. 5-16 .

Костенко Н.П. Развитие рельефа горных стран (на примере Средней Азии). М.: Мысль, 1970 .

148 с .

Кропоткин П.Н., Валяев Б.М., Гафаров Р.А., Соловьева И.А., Трапезников Ю.А. Глубинная тектоника древних платформ Северного полушария. М.: Наука, 1971. 390 с .

Леонов М.Г. Зеленосланцевый метаморфизм - опыт геодинамического анализа. М.: Наука, 1988. 130 с .

(Тр. ГИН АН СССР; Вып. 433) .

Леонов М.Г. О способах проявления подвижности фундамента при изменении его первичной формы в процессе активизации // Изв. вузов. Геология и разведка. 1991. № 4. С. 3-23 .

Леонов М.Г. Внутренняя подвижность фундамента и тектогенез активизированных платформ // Геоте­ ктоника. 1993. X 5. С. 16-33 .

® Леонов М.Г. Протрузии кристаллического фундамента: (Факт существования, структура, механизм фор­ мирования) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1994. Т. 69, вып. 2. С. 3-18 .

Леонов М.Г. Постумная реидная тектоника континентального фундамента // Геотектоника. 1997. X 3 .

® С. 3-20 .

Леонов М.Г., Зыков Д.С., Колодяжный С.Ю. О признаках тектонического течения горных масс фунда­ мента в постледниковое время (Северо-Карельская зона Балтийского щита) // Там же. 1998. X 3 .

® С. 71-79 .

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю.

Вертикальная аккреция консолидированной коры: Суть проблемы и ее структурно-тектонические аспекты // Тектоника и геодинамика: Общие и региональные аспекты:

Тез. докл. М.: ГЕОС, 1998. Т. 1. С. 299-303 .

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Петрова В.В. О характере взаимоотношений архейского фундамента и ятулийского проточехла Карельского массива (на примере района оз. Сегозеро) // Бюл. МОИП .

Отд. геол. 1999. Т. 74, вып. 2. С. 3-14 .

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Соловьев А.Ю. Пластическая деформация и метаморфизм // Геотекто­ ника. 1995. № 2. С. 29-48 .

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Сомин МЛ. Структуры тектонического течения в отложениях протоплатформенного чехла Карельского массива (Балтийский щит) // Бюл. МОИП. Отд. геол. 1995 .

Т. 70, вып. 3. С. 20-23 .

Леонов М.Г., Колодяжный С.Ю., Сомин МЛ. О тектонической подвижности кристаллических пород фундамента в ядрах антиклинальных складок Северного Прионежья (Балтийский щит) // Геотек­ тоника. 1996. № 1. С. 22-32 .

Леонов Ю.Г. Тектонические критерии интерпретации сейсмически отражающих горизонтов в нижней коре континентов // Там же. 1993. № 5. С. 4-15 .

Лишневский Э.Н. Об активной роли гранитных интрузий в процессе горообразования // Там же. 1965 .

№ 3. С. 77-84 .

Лобанов М.П., Сизых В.И., Синцов А.В., Стрелюк ТЛ. Эндогенные класгиты - новый механо-химический тип псевдоосадочных пород при тектонических деформациях (на примере Байкальского и Непского мегасводов) // Докл. АН СССР. 1991. Т. 319, № 5. С. 1178-1182 .

Лобач-Жуненко С.Б. Основные проблемы геологии гранитно-зеленокаменных областей раннего докем­ брия // Проблемы геологии.ращего докембрия. Л.: Наука, 1977. С. 46-57 .

Лобач-Жученко С.Б., Пинаева Н.И. Об абсолютном возрасте и характере контактов архея и ниж­ него протерозоя // Вопросы геохронологии и геологии. М.; Л.: Изд-во А Н СССР, 1961 .

С. 187-211 .

Лукина Н.В. Деформация поверхности палеозойского фундамента Юго-Западного Тянь-Шаня. М.: Нау­ ка, 1977. 79 с .

Лукьянов А.В. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М.: Наука, 1991 .

143 с .

Макаров В.И. Структура горных областей Альпийско-Центрально-Азиатского пояса новейшего горо­ образования: Опыт сравнительного анализа // Геодинамика внутриконтинентальных горных обла­ стей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 91-96 .

Макаров В.И., Спиридонов Х.Б. Новейшая тектоника Родопского массива и прилегающих территорий // Геотектоника. 1982. № 2. С. 65-79 .

Московски Cm., Иванов Ж. Геологическое строение Центральных Родоп. 3. Северородопский надвиг между городами Пештера и Асеновград // Geol. Balcanica. 1986. № 1. С. 31-53 .

Николаев В.И. Разломы и геодинамическая напряженность литосферы в Среднем Поволжье по данным дешифрирования космических снимков // Изв. вузов. Геология и разведка. 1994. № 3. С. 45-49 .

Особенности становления земной коры в докембрии Южной Болгарии: Путеводитель экскурсий. Со­ фия: Изд-во БАН, 1984. 141 с .

Паталаха Е.И. Механизм смятия в складку мощного покрова нерассланцованных фельзит-порфиров // Геотектоника. 1966. № 3. С. 109-124 .

Паталаха Е.И. О дифференциальной подвижности совместно деформируемых разнородных геологиче­ ских тел, ее причинах и следствиях: Вязкостная инверсия //Там же. 1971. № 4. С. 15-20 .

Паталаха Е.И., Лукиенко А.И., Гончар В.В. Тектонические потоки как основа понимания геологиче­ ских структур. Киев: Нац. АН Украины, 1995. 159 с .

Петрографический словарь. М.: Госгеолтехиздат, 1963. 447 с .

Пучков В.Н. О характере контактов гранитоидного массива Мань-Хамбо с окружающими метаморфи­ ческими породами. Сыктывкар, 1968. С. 50-54. (Тр. Ин-та геологии Коми фил. АН СССР; Вып. 8) .

Рейнер М. Десять лекций по теоретической реологии. М.: ОГИЗ-Гостехиздат, 1947. 134 с .

Руттен М. Геология Западной Европы. М.: Мир, 1972. 446 с .

Сваричевская ЗА., Скублова Н.В. О природе островных гор Центрального Казахстана // Структурная геоморфология горных стран. Фрунзе: Илим, 1973. С. 74-75 .

Синицин В.М. Сиаль: Историко-генетические аспекты. Л.: Недра, 1972. 167 с .

Сыстра Ю.Й. Тектоника Карельского региона. СПб.: Наука, 1991. 176 с .

Галицкий В.Г. Новые подходы к моделированию геологической среды // Геотектоника. 1994. № 6 .

С. 78-84 .

Тектоническая расслоенность литосферы. М.: Наука, 1980. 216 с .

Флаасс А.С. Некоторые особенности структурного развития мамско-бодайбинской серии // Геотектони­ ка. 1971. № 6. С. 58-64 .

Фуз Р. Вертикальные тектонические движения и сила тяжести во впадине Биг-Хорн и в окружающих хребтах Средних Скалистых гор // Сила тяжести и тектоника. М.: Мир, 1976. С. 434-445 .

Чедия О.К., Уткина Н.Г. Новейший тектогенез Тянь-Шаньского эпиплатформенного орогена // Геоди­ намика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск: Наука, 1990. С. 46-53 .

Шульц С.С. Тектоника земной коры. Л.: Недра, 1979. 272 с .

Этапы тектонического развития докембрия Карелии. Л.: Наука, 1973. 174 с .

Яковлев Л.Е. Инфильтрация воды в базальтовый слой земной коры. М.: Наука, 1998 .

Яковлев Л.Е. Метаморфогенная инфильтрация воды в базальтовый слой и кратонизация океанической коры: (Тез. докл.). М.: ГЕОС, 1999 .

Armstrong R.L. Radiogenic isotopes: The case for crustal recycling on near-study-state no-continental-growth // Phios. Trans. Roy. Soc. London. A. 1981. Vol. 301, N 1461. P. 443-472 .

Bozkurt E., Park R.G. Southern Menderes massif: An insipient metamorphic core complex in western Anatolia, Turkey / / J. Geol. Soc. London. 1994. Vol. 151. P. 213-216 .

Bradschow J., RenoufJ.T., Taylor R.T. The development of Brioverian / Paleozoic relationships in West Finistere (France) // Geol. Rdsch. 1967. Vol. 56, N 2. P. 567-596 .

Carey S.W. The Rheid concept in geotectonics // Bull. Geol. Soc. Austr. 1954. Vol. 1. P. 67-117 .

Colliston W.P. A model of compressional tectonics for the origin of the Vredefort structure / / Tectonophysics. 1990 .

Vol. 171, N 1/4. P. 115-118 .

Fife W.S. The evolution of the Carth’s crust: Modem plate tectonics to ancient spot tectonics II Chem. Geol. 1978 .

Vol. 23, N l.P. 89-114 .

Hetzel R., Passchier C.W., Ring U., Dora O.O. Bivergent extension in orogenic belts: The Menderes massif (south­ western Turkey) // Geology. 1995. Vol. 23, N 5. P. 455-458 .

Hudson F.S. Folding of unmetamorphosed strata superjacent to massive basement rocks // Bull. Amer. Assoc .

Petrol. Geol. 1955. Vol. 39, N 10. P. 2038-2052 .

Jaeger H.M., Nagel S.R. La physique de l’etat granulaire // Recherche. 1992. Vol. 23. P. 1380-1387 .

Lowman P.D. Comparative planetology and the origin of continental crust // Precambrian Res. 1989. Vol. 44, N 3/4 .

P. 171-195 .

Reunion extraordinaire de la Soci6t6 gologique de France en Bulgarie: Guide de l’exursion. Sofia: Presse Univ .

1983. 119 p .

НЕЛИНЕЙНЫЕ ЭФФЕКТЫ В МОДЕЛЯХ

СТРУКТУРООБРАЗОВАНИЯ

А.В. Лукьянов Геологический институт РАН

ВВЕДЕНИЕ

Одной из интереснейших проблем геодинамики литосферы является проблема самоорганизации структурообразования. Упорядоченность структур просматрива­ ется на всех масштабных уровнях от микроскопического до пространств, измеряе­ мых сотнями километров, и эту упорядоченность во многих случаях не удается объ­ яснить влиянием внешних факторов. То же можно сказать и о неравномерности развития тектонических процессов во времени .

В Геологическом институте АН СССР в течение длительного времени (с кон­ ца 50-х годов) под руководством академика П.В. Пейве и автора этой статьи прово­ дились исследования упорядоченности тектонических структур с целью выяснения происхождения этого феномена и его использования для определения механизмов тектонических движений. Для этого осуществлялись геологическое картирование и парагенетический анализ структур многих регионов [Лукьянов, 1961, 1965; Разло­ мы.., 1963; Суворов, 1961; Трифонов, 1967; Щерба, 1973], изучение процессов де­ формации на эквивалентных материалах и естественных моделях - ледниках, зем­ летрясениях [Лукьянов, 1989, 1997; Разломы.., 1963], экспериментальное исследо­ вание эффекта Ребиндера в горных породах [Сальников, 1987], моделирование процессов седиментации, магматизма, фильтрации на гидравлическом интеграторе ИГЛ В.С. Лукьянова [Лукьянов, 1987; Лукьянов и др., 1987], анализ стресс-метамор­ физма и тектонического течения геологической среды [Лукьянов, 1980, 1986,1991] .

Эти исследования приводят к выводу, что наблюдаемая упорядоченность тек­ тонических структур во многих случаях обязана самоорганизации процесса струк­ турообразования как в пространстве, так и во времени. А.В. Пейве не употреблял слова “самоорганизация”, но уже в 1961 г. сформулировал положение, из которого следует неизбежность самоорганизации геологической среды. «Именно в наблюда­ ющейся известной самостоятельности перемещения по крайней мере крупных структурно обособленных однородных блоков земной коры, - писал он, - и заклю­ чается главная особенность тектонических движений. Все тектонические теории до сих пор не знали такого механизма движений земной коры, т.е. не считались с тем, что каждый блок обладает как бы самостоятельной “движущей силой”, заключен­ ной в нем самом» [Пейве, 1961. С. 42]. Уже к 1963 г. в лаборатории А.В. Пейве бы­ ли разработаны основы парагенетического анализа структур [Разломы.., 1963] .

Этот анализ выявлял самоорганизацию среды в пространстве .

Позднее были проанализированы модели самоорганизации во времени. В 1971 г. было подчеркнуто, что многие геологические объекты можно рассматри­ вать как саморазвивающиеся системы, находящиеся во внешней среде, что наблю­ даемая цикличность их развития обусловлена особенностями внутреннего строения системы и что внутренняя цикличность возникает тогда, когда компоненты систе­ мы испытывают существенно нелинейные изменения свойств в ходе процесса [Lukyanov, 1971]. Описания моделей, на основе которых сделаны эти выводы, бы­ ли опубликованы позднее [Lukyanov, 1987]. Было показано, что при структурообразовании в геологической среде могут образовываться природные автоколеба­ тельные системы. Они полностью соответствуют определению автоколебатель­ ных систем, данных в классической монографии А.А. Андронова, А.А. Витта и С.Э. Хайкина [1981], первое издание которой было опубликовано в 1937 г. и кото­ рая знаменита тем, что в ней впервые были изложены основополагающие идеи об­ щей теории нелинейных колебаний. Позднее эти идеи были развиты многими авто­ рами и применены к широкому кругу объектов, в том числе и геологических [Го­ ряйнов, 1995; Григорян, 1982; Дубровский, 1998; Иванюк и др., 1996; Летников, 1992; Летников и др., 1999; Николис, Пригожин, 1990; Пригожин, Стенгерс, 1986;

Пущаровский, 1993; Шумский, 1982; Хакен, 1980; и др.]. В настоящее время проб­ лемы самоорганизации геологической среды (и в пространстве, и во времени) обсу­ ждаются широко, им посвящаются специальные семинары и конференции. Неотъ­ емлемой частью самоорганизации являются нелинейные эффекты, проявляющие­ ся в геологической среде при структурообразовании. Некоторые из них будут рас­ смотрены ниже. Однако термины “самоорганизация” и “нелинейные эффекты” разными авторами понимаются по-разному, поэтому наше употребление этих тер­ минов следует пояснить .

Самоорганизация Упорядоченность геологических образований встречается часто. Достаточно вспомнить ритмичную слоистость многих осадочных толщ, периодические извер­ жения гейзеров и вулканов, тектонические и магматические циклы, упорядочен­ ные структурные рисунки подвижных поясов и платформ, возникновение повторя­ ющихся в геологической истории парагенезов структур, парагенезов толщ (форма­ ций), парагенезов минералов и многие другие феномены, давно известные геоло­ гии. Другими словами, “организация” геологических образований не вызывает со­ мнений, но является ли она “самоорганизацией”?

По поводу происхождения проявлений упорядоченности существуют разные мнения, укладывающиеся в две группы объяснений: (1) порядок навязывается гео­ логическим системам извне и (2) упорядоченность возникает спонтанно, внутри геологических систем, являясь их неотъемлемым свойством, т.е. некоторые геоло­ гические системы обладают способностью к самоорганизации (вспомним слова А.В. Пейве: «...каждый блок обладает как бы самостоятельной “движущей силой”, заключенной в нем самом»). Именно в этом смысле мы и употребляем термин са­ моорганизация. Обе группы объяснений по отношению к конкретным примерам упорядоченности имеют веские основания и, несомненно, не исключают, но допол­ няют друг друга .

Линейные и нелинейные процессы при структурообразовании Употребление слов “линейный” и “нелинейный” тоже следует пояснить, так как в последнее время в геологической литературе они используются в разном смысле. Мы, как и многие, применительно к процессам, свойствам и зависимостям употребляем их в математическом смысле, т.е. если процесс описывается линей­ ным уравнением, то он линейный, если нелинейным, то и процесс нелинейный. Од­ нако следует иметь в виду, что геологические процессы, как правило, не удается описать математическими формулами, и конкретный вид линейного или нелиней­ ного оператора нам не известен. (В.Н. Страхов даже назвал геологию “великим не­ мым”, так как она не умеет разговаривать на математическом языке [Вопросы..,

1998. С. 9].) Поэтому приходится обращаться к основному свойству линейного опе­ ратора - принципу суперпозиции (результат суммы воздействий равен сумме их ре­ зультатов, т.е. ЦА + В) = LA + LB, где L - линейный оператор). Если этот принцип соблюдается, мы говорим о линейном процессе, если нет, то о нелинейном, даже не зная конкретную математическую формулировку этой зависимости .

Например, не обращаясь к формулам, а просто нагревая воду, легко заметить, что зависимость ее температуры от сообщаемого тепла линейна (суммарное коли­ чество калорий даст суммарный подъем температуры), но только если мы не захва­ тываем областей кипения и замерзания. В этих областях принцип суперпозиции не соблюдается, зависимость нелинейна, и мы должны говорить о нелинейном процес­ се, если нас интересуют именно эти области .

Так же можно поступить и с наблюдениями за осадконакоплением, деформаци­ ей толщ и т.д .

Медленные геологические процессы обычно линейны или квазилинейны .

В бассейнах происходит равномерное осадконакопление; толщи испытывают мед­ ленную однородную деформацию; в зонах разломов осуществляется медленная ползучесть, крип. Принцип суперпозиции соблюдается. Но вот происходит земле­ трясение и подвижка по разлому; или в деформируемой толще обнаруживаются не­ однородности и возникают складки; или на крутом склоне в осадках образуются оползни... Равномерность процесса нарушена, принцип суперпозиции не соблюда­ ется, процесс на этих участках и в эти моменты времени становится нелинейным .

Землетрясения, складки, оползни, таким образом, суть нелинейные эффекты структурообразоеания. Их следы сохраняются в геологической летописи, образу­ ющиеся формы можно наблюдать в природе, а механизм образования - при моде­ лировании .

Разнообразие нелинейных эффектов Нелинейные эффекты так же разнообразны, как и геологические процессы .

Каждый процесс имеет свою специфику, свои закономерности .

При образовании осадочных структур характер процесса определяется харак­ тером переноса и отложения осадка, составом осадочного материала, особенностя­ ми гидродинамики бассейна и т.д .

При магматических процессах - теплофизическими и химическими характери­ стиками твердых пород и расплавов, тепловыми потоками и др .

При деформационных процессах - реологическими свойствами толщ, неодно­ родностями механических свойств слоев, геометрическими формами неоднородно­ стей, плотностями пород, количеством и составом жидкой фазы и др .

Соответственно и на самоорганизацию толщ оказывают влияние нелинейности всех этих характеристик. И эффекты самоорганизации оказываются весьма много­ образными .

Особо следует подчеркнуть, что линейность или нелинейность процесса зави­ сит от масштаба его рассмотрения, т.е. от постановки задачи, что само по себе яв­ ляется субъективным фактором. Так, рассматривая квазиоднородное течение мощной толщи горных пород, мы вправе оценивать его как линейный процесс. Но обращаясь к изучению деталей этого процесса на микроуровне, мы заметим мно­ жество нелинейных эффектов, сопровождающих это “течение”, - образование мелких трещин, бородок нарастания около зерен, будинирование тонких прослоев, образование кливажа, микроскладок и т.д. При грубом анализе вся эта “мелочь” ос­ тается за пределами рассмотрения, так как при постановке задачи мы должны ус­ ловиться рассматривать “сколь угодно малые структуры, но не мельче заранее за­ данной величины” и рассматривать процесс на “сколь угодно большой территории, но не большей заранее заданной величины”. Это не умаляет общности получаемых выводов, но вводит необходимые ограничения, пренебрегать которыми не следует .

Абстрагируясь от частных особенностей упомянутых выше многообразных процессов, можно обнаружить в них аналогичные черты, связанные с наиболее фундаментальными свойствами геологической среды. Назовем три из них: 1) пере­ стройка среды при прохождении через предельные состояния; 2) метастабильное существование в запредельных условиях; 3) две формы движения геологической среды .

ТРИ ФУНДАМЕНТАЛЬНЫХ СВОЙСТВА ГЕОЛОГИЧЕСКОЙ СРЕДЫ ТРИ ФАКТОРА ЕЕ САМООРГАНИЗАЦИИ

Перечисленные выше фундаментальные свойства геологической среды во многом определяют ее поведение. Они определяют и самоорганизацию и нелиней­ ные эффекты структурообразования. Но это только следствия. Главное, что следу­ ет подчеркнуть, заключается в действительной фундаментальности, первозданности этих свойств. Они не отделимы от геологической среды, составляют ее сущ­ ность .

Предельные состояния По отношению к стрессу горные породы имеют пределы прочности, упругости, пластичности. Эти пределы являются характеристиками пород и приводятся в табли­ цах. Сыпучие материалы характеризуются предельными углами естественного отко­ са. По отношению к нагреванию горные породы обладают определенными темпера­ турами плавления, магмы и другие жидкости - температурами кристаллизации .

В метаморфических процессах известны термодинамические условия устойчивости определенных минеральных ассоциаций и превращения их в другие ассоциации. Пе­ речень конкретных проявлений предельных состояний геологической среды можно продолжать и продолжать в соответствии с многообразием протекающих в ней про­ цессов и многообразием свойств самой среды, о чем уже было сказано .

При прохождении через предельное состояние среда испытывает качественное изменение, а процесс становится нелинейным. За пределом прочности горная поро­ да разрушается и ее деформация протекает иначе, а коэффициенты, связывавшие ранее ее деформацию с напряжением, теряют смысл. При температуре плавления твердая порода превращается в жидкость, что приводит ко многим теплофизиче­ ским и деформационным эффектам (поглощение скрытых теплот плавления, при­ обретение текучести, потеря девиатора напряжения и др.). В условиях перестройки минеральных ассоциаций активизируются процессы метаморфизма и деформации, выделяется или поглощается тепло, изменяются плотности пород, т.е. проявляют­ ся многие показатели нелинейного процесса .

Обобщая конкретные проявления предельных состояний и превращений гео­ логической среды, следует отметить главное: во-первых, эти свойства фундамен­ тальны, составляют сущность геологической среды, закон ее поведения (закон предельных состояний) и, во-вторых, в предельных состояниях среды (в критиче­ ских зонах) процессы протекают нелинейно .

Запредельное терпение Другой важнейшей особенностью геологической среды является ее способ­ ность к перенапряжениям и существованию в метастабильном состоянии. Во мно­ гих случаях геологическая среда переходит в новое качественное состояние не в точке равновесия между старым и новым состояниями, а только преодолев некото­ рый порог .

В процессе преодолевания “порога”, среда находится в закритическом, перена­ пряженном состоянии. Перенапряженное состояние метастабильно, и процесс воз­ вращения к критической точке обычно осуществляется скачком с выделением из­ быточной энергии (замерзание переохлажденной воды, срыв по трещинам в очаге землетрясения, разрыв пласта при образовании будин, оползание осадков и др.) .

Способность к перенапряжениям тоже является фундаментальным свойством, законом поведения геологической среды (закон запредельного терпения), проявля­ ющимся в многообразных конкретных формах .

Существование двух форм движения В природе вообще, и в геологической среде в частности, движение осуществля­ ется в двух принципиально разных формах. Либо это - механическое перемещение готового предмета, либо - его рождение и смерть. Для геодинамики эта давно из­ вестная истина, по нашему мнению, имеет особое значение .

Первая форма движения - механическое перемещение - наблюдается, когда, например, движется поезд по рельсам, или - куда-либо перемещается литосферная плита. Эта форма сохраняется и тогда, когда поезд или плита во что-нибудь вреза­ ется и деформируется .

Вторая форма - движение за счет рождения и отмирания —намного слож­ нее. Это движение обычно осуществляется в крупных ансамблях, состоящих из множества элементарных объектов. Большинство геологических тел, как раз, и являются такими ансамблями. Суть этой формы движения заключается в том, что отдельные объекты - члены ансамбля - почему-либо исчезают из него, а другие объекты рождаются вновь, либо присоединяются к нему, хотя раньше в него и не входили .

Например, город, состоящий из множества зданий, переползает со временем на другое место, если с одного бока он разрушается, а с другого достраивается. При этом конкретные здания (если они не попали в зону разрушения) остаются на мес­ те, но весь город как ансамбль движется, перемещается, меняет конфигурацию .

Аналогичным образом возникают новые города и поселки. Возникают и начинают жить, шевелиться, двигаться. А некоторые старые разрушаются совсем и уходят в небытие .

Совершенно такие же процессы происходят и в геологической среде, в земной коре, в литосфере. Огромный по разнообразию комплекс метасоматических явле­ ний все время преобразует геологическую среду, рождает в ней новые тела, разру­ шает или метаморфизует старые. Это известно давно, однако мощь процесса и его геодинамические следствия, думается, еще не оценены по достоинству .

НЕЛИНЕЙНЫЕ ЭФФЕКТЫ ПЕРВОЙ ФОРМЫ ДВИЖЕНИЯ

Первая форма движения предполагает существование готового объекта (на­ пример слоя горной породы) и его перемещения или деформации при структурообразовании. В моделях обычно испытывают неоднородную среду, и эта неоднород­ ность порождает нелинейные эффекты при деформации .

Эффект сшивания (неоднородная деформация и особые точки) Эффект тектонического сшивания распространен в процессах структурообразования чрезвычайно широко. Однако специальному изучению он до сих пор поч­ ти не подвергался. Известны крупнейшие швы на месте древних океанов (сутуры), по которым, предполагается, соединились противоположные берега этих океанов .

Известны небольшие, но все же имеющие региональное значение, швы не месте былых межгорных впадин. Известны цепочки крупных известняковых массивов, между которыми вмещающие их сланцевые толщи, верхняя и нижняя, пришли в со­ прикосновение; цепочки разделенных на будины даек с четко картируемыми межбудинными швами в докембрийских кристаллических сланцах. Известны и более мелкие структуры тектонического сшивания, вплоть до микроскопических. Если присмотреться, то они густо “населяют” сильно деформированные, рассланцованные толщи. Для всех структур тектонического сшивания характерна одна особен­ ность: они представляют собою тектонический контакт двух толщ, некогда разде­ ленных третьей, которая по каким-то причинам удалилась, предоставив возможР и с. 1. Т р а н с ф о р м а ц и я т е к т о н и ч е с к и х н а р у ш е н и й и и з м е н е н и е а м п л и т у д и н а п р а в л е н и й с м е ­ щ ен и я при п р о д о л ь н о м р астя ж ен и и н еодн ородн ой то л щ и а - разрыв слоя с минеральным заполнением трещины; б - разрыв с затеканием в него пластичной толщи; в - разрыв с образованием структуры тектонического сшивания и трансформацией морфологии нарушений 1 - непластичный слой; 2 - пластичная толща; 3 - минеральные новообразования; 4 - след разры­ ва в средней части жилы; 5 - структура тектонического сшивания; б - сдвиг вдоль контакта слоев; 7 отрыв; 8 - контрольные метки для наблюдения за смещениями; 9 - зоны трансформации разрывов ность первым двум соединиться. Так, за кормой удаляющегося корабля сближа­ ются и приходят в соприкосновение предметы, сброшенные с правого и левого бортов .

Нелинейную сущность и специфические эффекты, сопровождающие образо­ вание структур тектонического сшивания, покажем на примере будинирования компетентного слоя в более податливой толще при ее раздавливании (рис. 1). При сжатии толщи в вертикальном (на рисунке) направлении и растяжении в горизон­ тальном находящийся в ней компетентный слой препятствует этому процессу, при­ нимая на себя всю тяжесть напряжений, так как он не способен к такой деформа­ ции. Напряжения в нем нарастают сначала линейно вплоть до предела прочности .

В этом состоянии процесс становится нелинейным. Прослой должен разрушиться .

Бывает, что внутри прослоя начинают выделяться минеральные новообразования, способствуя его растяжению и увеличивая его податливость, бывает, что в нем об­ разуются трещины. Мы рассматриваем случай с возникновением поперечной тре­ щины. Чтобы края трещины могли разойтись, между ними либо быстро кристал­ лизуются минеральные новообразования (см. рис. 1, а), либо затекает вмещающая податливая толща (см. рис. 1, б). Оба случая наблюдаются достаточно часто. Мине­ ральные новообразования обычно нарастают столбиками с двух сторон (уел. знак 3), а в средней части жилы сохраняются обломочки разорванного прослоя (уел .

знак 4). Новое минеральное вещество, как бы, наращивает длину слоя, позволяя ему растягиваться так же, как и вмещающая толща. Но это “как бы” сопровожда­ ется двумя нелинейными эффектами. Во-первых, между стенками трещины отры­ ва появляется и работает “иcтoчник,, нового вещества, т.е. осуществляется принци­ пиально новый процесс. Во-вторых, вдоль границ слоя происходит простой сдвиг, т.е. появляется вращательная компонента дисторсии. Более того, этот сдвиг не осР ис. 2. С т р у к т у р а т е к т о н и ч е с к о г о с ш и в а н и я н ад п е р е к р ы т о й н а д в и г а м и Х о д ж а к е л е н с к о й в п а д и н о й ( Ю ж н ы й Т я н ь -Ш а н ь ) 1-4 - кайнозойские и мезозойские образования, выполняющие Ходжакеленскую впадину: 1 - нео­ ген, 2- палеоген, 3 - мел, 4 - юра; 5-8 - палеозойские образования за пределами впадины и под нею: 5

- верхний палеозой, 6 - средний палеозой северной зоны, 7 - средний палеозой южной зоны, 8 - интру­ зии; 9 - тектонический меланж (сланцевый); 10 - геосутура (структура тектонического сшивания север­ ного и южного блоков); 11 - надвиги; 12 - разломы типа “бульдозинг“; 13 - крутые разломы разного ти­ па (сбросы, взбросы, сдвиги; сдвиги отмечены парами односторонних стрелок) тается постоянным по величине, а закономерно изменяется на протяжении будины .

В середине будины он равен нулю (метки 1 и 4 см. на рис. 1), а к краям постепенно увеличивается, причем направления вращения по одну и другую стороны от сере­ дины будины - противоположны (метки 2, 3 и 5 см. на рис. 1). На противополож­ ных границах слоя направления вращения тоже противоположны, хотя плоскости сдвигов и параллельны друг другу. При затекании в трещину податливой толщи (см. рис. 1, б) образуется необычная складка (складка засасывания) с осевой плос­ костью перпендикулярной направлению растяжения .

Если деформация толщи продолжает увеличиваться, то между будинами обра­ зуется структура тектонического сшивания (Г5-структура, tectonic suturing structure, шов - уел. знак 5 см. на рис. 1, в). Внутренняя структура шва очень сложна. В нем можно встретить обломки как будин, так и новообразованных минералов, встреча­ ются милониты; деформации пришедших в соприкосновение верхней и нижней по­ датливых толщ очень интенсивны, с признаками как правого, так и левого враще­ ния, но быстро затухают по мере удаления от шва. Ширина шва обычно не велика .

Время его образования не одинаково, меняется от середины к концам. На концах структуры тектонического сшивания расположены особые точки, или области (уел. знак 9 см. на рис. 1, в), в которых смыкаются существенно различающиеся структурные образования и осуществляется “тектоническое сшивание” толщ. Ми­ неральные новообразования в тенях давления у конца будины продолжают нараРис. 3. Структуры тектонического сши­ вания (септы) в леднике. Ледосборный бассейн и верховья ледника Гармо, Памир 1 - коренные породы; 2 - ледники и фирновые поля; 3 - септы щиваться и раздавливаться, края будины подвергаются стресс-метамор­ физму и растягиваются, охватывая минеральные гнезда, сдвиги с обеих сторон будины сближаются и, со­ единяясь, исчезают, так как имеют разные знаки и взаимоуничтожаются. Образовавшаяся таким образом структура тектонического сшивания оказывается тектонически пассив­ ной: по ней никаких особых смеще­ ний больше не происходит, она включается в общую д е ф о р м а ц и ю соединившихся толщ - и только. Но на концах ее формирование и нара­ щивание длины продолжается, поэ­ тому и возраст шва на концах ока­ зывается самым молодым .

Описанный эффект тектониче­ ского сшивания толщ можно наблюдать во всех деталях при моделировании в ла­ бораторных условиях и при изучении толщ с будинированными слоями и дайками .

В очень крупных структурах всего комплекса деталей наблюдать не удается, но их можно предвидеть, используя знание рассмотренных выше моделей .

На рис. 2 изображена геологическая карта Ходжакеленской структуры в Алай­ ском хребте Тянь-Шаня. В восточной половине карты видна прекрасно обнаженная (размах рельефа здесь около километра) и изученная мезозойско-кайнозойская впадина, покоящаяся на палеозойском основании и ограниченная с севера и юга надвигами. Впадина имеет форму широкой корытообразной складки с осью, погру­ жающейся на запад под углом около 20°. В районе перевала, там где проведен про­ фильный разрез, впадина почти полностью перекрыта палеозойскими толщами и с юга и с севера (причем палеозойские толщи южного и северного крыльев принад­ лежат разным фациальным зонам); отложения неогена в ядре складки имеют за­ прокинутое залегание на обоих крыльях. Западнее линии профиля между сближен­ ными палеозойскими толщами обнажена только узкая полоска сильно деформиро­ ванных отложений палеогена, мела и отдельных обрывков юры. У левого обреза карты эта полоска исчезает и между северным и южным блоками остается только узкий шов, сопровождаемый сильно деформированным меланжем. Этот шов про­ должается далеко на запад по дну Кичикалайской долины, но там он плохо обна­ жен. В нескольких местах из него выдавлены на поверхность юрские угли, исполь­ зуемые местным населением .

Эту структуру мы интерпретируем как структуру тектонического сшивания, образовавшуюся над мезозойско-кайнозойской впадиной при погружении узкого блока, на котором она развивалась, между поднимавшимися южным и северным блоками, которые перекрыли впадину и пришли в соприкосновение. Таких струк­ тур в Тянь-Шане на Кавказе и в других районах, по-видимому, довольно много [Ка­ зимиров, 1954; Коныгини др., 1988; Расцветаев, 1996]. Представляется возможным, что аналогичная, но еще более крупная структура тектонического сшивания распо­ ложена в Алайской долине, где в соприкосновение приходят ранее удаленные друг от друга структуры Памира и Тянь-Шаня. Здесь разделявшие их массы, надо ду­ мать, не только опустились, но и разошлись в горизонтальном направлении - на за­ пад и восток, что вообще характерно для Альпийского пояса [Копп, 1997] .

На рис. 3 показаны структуры тектонического сшивания в леднике. Они обра­ зуются при слиянии ледников и прослеживаются далеко вниз по течению. На по­ верхности ледника они видны как полосы срединных морен, а в теле ледника фик­ сируются в виде “септ” - узких вертикальных зон рассланцевания, заключающих в себе обломочный материал, принесенный из района слияния ледниковых языков .

Септы разделяют ледяные струи, принесенные из разных участков ледосборного бассейна. Это своеобразные “террейны”, принесенные из удаленных друг от друга мест, содержащие соответствующий экзотический обломочный материал, но те­ перь находящиеся в теле ледника совсем близко друг от друга .

Образование септ в точности соответствует рассмотренному выше механизму образования структур тектонического сшивания. Два ледяных языка подходят к месту слияния с разных сторон разделяющего их горного кряжа (см. рис. 3). Пра­ вый край одного ледника сливается с левым краем другого. Соответственно дефор­ мационные структуры льда, созданные правым сдвигом в одном леднике, соединя­ ются со структурами, созданными левым сдвигом в другом; моренный материал, принесенный с левого борта кряжа одним ледником, прижимается к моренному ма­ териалу, принесенному с правого борта кряжа другим. После слияния оба языка движутся вместе в одном потоке, т.е. структура тектонического сшивания (септа) пассивно удаляется от места слияния, подчиняясь только общим изгибам и дефор­ мациям объединенного ледника. В то время, как сформировавшаяся септа уносит­ ся вниз по течению, в месте слияния ледников продолжается образование все но­ вых и новых ее частей. Поэтому септа является разновозрастным образованием, она тем древнее, чем дальше вынесена вниз по течению .

В горном оледенении ледосборный бассейн, как правило, весьма разветвлен, и тело ледника в нижнем течении разделено септами на множество струй. В щитовом оледенении (Гренландия, Антарктида, Земля Франца-Иосифа) в основании щита лед тоже движется потоками [Гросвальд, 1973; Мазо, 1989] и тоже разделен на струи. По-видимому, такая же картина должна наблюдаться и между геофизиче­ скими слоями внутри литосферы. Во всяком случае, в доступной наблюдениям ча­ сти земной коры эффект тектонического сшивания встречается часто .

Эффект смены знака В сильно деформированных толщах часто встречаются наложенные друг на друга складки и трещины. Обычно это явление объясняется изменением ориенти­ ровки внешних напряжений. Разработаны методы изучения наложенных складок и восстановления изменений в направлении сжимающих и растягивающих напряже­ ний при многоактной деформации. Не пытаясь подвергнуть критике эти методы или усомниться в их эффективности, покажем, что в некоторых случаях наложен­ ные складки и трещины образуются при развитии прогрессирующего тектониче­ ского течения без смены внешних воздействий .

Под тектоническим течением мы понимаем векторное поле скоростей (или пе­ ремещений) частиц движущейся геологической среды. Поскольку векторное поле не инвариантно по отношению к выбору системы координат (что совершенно спра­ ведливо подчеркивает В.В. Эз [1978], критикуя представления о тектоническом те­ чении), постольку приходится для его оценки использовать производные величины .

Существуют три характеристики, не зависящие от выбора системы координат и, в то же время, достаточно полно характеризующие рассматриваемое векторное по­ ле. Это тензор деформации, вихрь (ротор) и дивергенция поля. Эти величины име­ ют дифференциальный характер, инвариантны к выбору системы координат, подРис. 4. Эффекты “смены знака” при простом сдвиге а - схема положения виртуальных волокон для оценки соотношения деформации и вращения при простом сдвиге; б - схема размещения приконтактных сдвигов на границах жесткого включения в зоне простого сдвига; в - обратные перегибы “тропинок включений” S,• в паратектонических порфиробластах; г - “дворики давления” у вращающихся жестких включений; д - завихрения полосчатости около вращающихся будин 1 - направление простого сдвига; 2 - виртуальные “волокна”, испытывающие продольное сжатие (а) и продольное растяжение (б); 3 - сдвиги вдоль границ жесткого включения для активного крыла (а) и пассивного (тормозящего) крыла (б); 4 - направление вращения жестких включений; 5 - “тропинки включений” S,- в паратектонических порфиробластах; 6 - минеральные новообразования; 7 - реликты минеральных новообразований; 8 - будина; 9 - полосчатость в толще, вмещающей будину; 10 - струк­ туры тектонического сшивания (межбудинные швы) даются изучению при геологических исследованиях и характеризуют градиент тек­ тонического течения. Зная градиент, можно в удобных для решения данной задачи координатах охарактеризовать и само тектоническое течение .

Эффект смены знака возникает, если при тектоническом течении деформация распределена неоднородно или если деформация сопровождается ненулевым рото­ ром. Мы рассмотрим второй случай в простейшем варианте - при простом сдвиге .

На рис. 4, а изображена узкая зона простого сдвига, верхний (на рисунке) край которой смещается направо, т.е. в направлении односторонних стрелок, относи­ тельно нижнего, показанного пунктирной линией. В зоне сдвига проведены линии, изображающие воображаемые “волокна”, пересекающие зону под разными угла­ ми, некоторые из которых могли бы быть и реальными телами (слоями, трещина­ ми, жилами и др.). При сдвиге каждое из “волокон” испытывает деформацию и вра­ щение, причем и то и другое осуществляется с разной скоростью в зависимости от наклона линии. При большом сдвиге, например, от положения (-6) до положения (6), слой, находившийся в положении (-6), сначала будет поворачиваться очень мед­ ленно, испытывая при этом продольное сжатие, потом - все быстрее, вплоть до по­ ложения (0). За это время его длина уменьшится в 6 раз (возникнут складки или другие деформации). После этого до положения (6) его вращение продолжится с за­ медлением, а длина увеличится в 6 раз. Поскольку деформации необратимы, воз­ никнут сложные наложенные структуры. Таким образом в зоне простого сдвига да­ же в простейшем случае возникает эффект смены знака деформации и изменения скорости вращения вытянутых тел .

В случае, если сдвиг осуществляется так, что в его зоне превышается предел прочности среды и среда в какие-то моменты разрушается, процесс структурообразования становится еще более “нелинейным” и эфф ект смены знака приводит к более сложным структурам. Развитие такого процесса можно наблюдать в кра­ евых, сдвиговых зонах ледников, а в метаморфических толщах его можно пред­ полагать по результатам. Напряжения в краевой зоне ледника нередко возраста­ ют настолько, что в ней образуются трещины. Они облегчают движение, снимают напряженность. Трещины обычно ориентированы приблизительно в положе­ нии (-1) на рис. 4, а. Со временем они поворачиваются, открываются, в них по­ падают снег и обломочный материал. В положении (1) они, естественно, закры­ ваются, раздавливают то, что в них попало, и в дальнейшем сжимаются еще сильнее. Сплошность зоны восстанавливается, напряжения нарастают, возника­ ют новые трещины снова в положении (-1), но уже в новом положении (-1), так как “в одну реку нельзя войти дважды”. Новые трещины пересекают прежние, а сами испытывают ту же последовательность развития. Этот процесс повторяет­ ся снова и снова. Следы всех этих трещин сохраняются в структуре льда, в ре­ зультате чего сдвиговая зона наполняется обрывками наложенных друг на друга складочек, слойков, линзочек, причем все они ориентированы субпараллельно краю зоны, так как все плоскостные элементы в зоне простого сдвига стремятся к этому положению. Такое строение мореносодержащего льда в краевых частях ледников нам приходилось наблюдать неоднократно, и оно очень напоминает текстуры в сильно деформированных метаморфических толщах [Лукьянов, 1980, табл. Ill, IV; 1991, табл. XXVII, XXXII] .

Если в зоне простого сдвига среди пластичных толщ находятся жесткие включения, то они испытывают вращение, не деформируясь. Это усложняет процесс и вызывает завихрения. Жесткие включения (если они круглые, напри­ мер, кристаллы граната) вращаются со скоростью ротора векторного поля (rot и, где и - векторное поле), т.е. вдвое медленнее угловой скорости частиц среды. По границам включений происходит проскальзывание, срыв, причем в разных час­ тях включения сдвиг при проскальзовании происходит в разную сторону (см. рис .

4, б): у его верхней и нижней (на рисунке) границ среда движется быстрее вклю­ чения, а у правой и левой - медленнее. Соответственно, в первом случае актив­ ным крылом сдвига является среда, а во втором - включение (уел. знак 3 см. на рис. 4, б). В результате этого в паратектонических (растущих во время деформа­ ции) порфиробластах образуются “структуры снежного кома”, столь характер­ ные для крупных кристаллов граната, а наблюдаемые внутри кристалла “тро­ пинки включений” (S, по Б. Зандеру), представляющие собою следы слоистости метасоматически замещаемой порфиробластом среды, испытывают двойной подковообразный изгиб (см. ис. 4, в) .

Около жестких включений в деформируемой среде нередко выделяется ново­ образованное минеральное вещество, нарастающее в направлении максимального растяжения (бородки в тенях давления). В случае простого сдвига это направление соответствует линии (1) на рис. 4, а. Бородки, нарастая, включаются в общее тече­ ние толщи (уел. знак 6 см. на рис. 4, г), а вращающееся жесткое включение уносит на своей поверхности реликты бородок в направлении вращения (уел. знак 7 см. на рис. 4, г). Возникает внутренний структурный рисунок толщи, свидетельствующий о простом сдвиге. Он вызван комплексом нелинейных особенностей процесса: же­ сткое включение в податливой толще, вращение (ненулевой rot и), источник мине­ рального вещества около включения (положительная div и) .

В зоне простого сдвига всегда много будин, так как все вытянутые объекты стремятся занять направления растяжения (см. рис. 4, а) и часто подвергаются будинированию. Они вращаются, как и прочие жесткие включения. Крупные будины вовлекают во вращение вмещающую толщу, вызывая завихрения и образование сопутствующих складок (см. рис. 4, д). Даже небольшие утолщения компетентных прослоев в слоистой толще заставляют их включиться в такое вращение, способст­ вуя образованию межслойных складок волочения (вспомним еще раз о “силах, за­ ключенных в них самих”). В данном случае неоднородность и вращение вызывают этот нелинейных эффект .

При неоднородной деформации эффект смены знака вызывается переносом деформируемого объекта из зоны с одним стилем деформации в зону с другим сти­ лем. Причины такого эффекта подробно охарактеризованы М.А. Гончаровым [1993] при анализе распределения деформаций в конвективных ячеях и А.В. Лукь­ яновым [1984] при характеристике реверс-эффекта. Здесь мы их рассматривать не будем. Смену направления сдвига вдоль компетентного слоя, изгибаемого в склад­ ку, рассмотрим в следующем разделе .

Эффект смены масштабных уровней Вопрос о соотношении деформаций на разных масштабных уровнях, о концен­ трации их на том или ином уровне и о переходе с уровня на уровень подробно изу­ чал В.Г. Талицкий [1994, 1997]. При деформации толщи с внутренними неоднород­ ностями около последних возникает довольно сложное поле напряжений [Бонда­ ренко, 1989, 1990; Осокина, 1989а]. Неоднородности становятся концентраторами напряжений, в результате чего около них локальные напряжения достигают крити­ ческих, разрушающих величин раньше, чем в среднем по толще. Осуществляющи­ еся местные разрушения облегчают общую деформацию толщи, принимая на себя бремя ее перестройки при деформации. Этот процесс, разумеется, локально-нели­ нейный. Внутренняя перестройка толщи ведет к снижению эффективности тех мелких концентраторов напряжений, которые вызывали деформации и снятие на­ пряжений на локальном уровне, и поэтому увеличиваются напряжения следующе­ го иерархического уровня [Осокина, 19896], и критические напряжения достигают­ ся на концентраторах более крупного масштабного уровня. Нелинейный процесс разрушения и деформации “перескакивает” на более крупные неоднородности, ак­ тивно включающиеся в организацию деформационного процесса. Возникают мно­ горанговые парагенезы структур, названные В.Г. Талицким “суперпозиционными” (термин на наш взгляд неудачный, так как процесс тем и интересен, что на концен­ траторах напряжений всех уровней достигаются закритические условия, нарушает­ ся принцип суперпозиции и возникают нелинейные эффекты) .

Нелинейные эффекты этого типа рассмотрим на примере продольного сжатия одиночного компетентного слоя, находящегося в податливой толще. Предполага­ ется, что компетентный слой может изгибаться, но не способен к пластической де­ формации, а податливая толща деформируется пластически. Уже при небольшом продольном сжатии из-за разницы реологических свойств толщи и слоя возникает первый нелинейный эффект - образование складок продольного изгиба, описан­ ных во всех учебниках структурной геологии. Поскольку при небольших продоль­ ных сокрашениях поперечное смещение изгибающегося тела значительно больше поперечного растяжения деформирующегося пластически, постольку в вогнутых частях складок возникает растяжение и в них “засасывается” податливая толща (уел. знак 3 см. на рис. 5, д), а на выпуклых - сжатие, и толща отжимается от них .

На крыльях происходит сдвиг податливой толщи от выпуклых к вогнутым частям складок (уел. знак 5). Это второй нелинейный эффект. Он продолжает нарастать до состояния, когда крылья складок достигают 45° к направлению сжатия (см. рис .

5, б). В этом положении в ядра поступило максимальное количество податливого вещества. При дальнейшем сжатии оно начинает выдавливаться из ядер складок (уел. знак 4 см. на рис. 5,), и сдвиг на крыльях происходит в противоположную сто­ рону. Осуществляется смена знака деформации и вращения. Это третий нелиней­ ный эффект. Дальнейшее развитие процесса приводит к следующему критическо­ му состоянию и фундаментальной перестройке всей модели (см. рис. 5, г). Противо­ положные крылья складок сшиваются (уел. знак 5), в ядрах остаются не успевшие эвакуироваться реликты податливой толщи (уел. знак 7), нередко имеющие форму “рыбьего хвоста”, а весь ансамбль образовавшихся структур составляет новый, зна­ чительно более мощный компетентный слой внутри податливой толщи (уел. знак 9). Процесс переходит на новый масштабный уровень. Это четвертый нелинейный эффект, порожденный, как и предыдущие, исходной неоднородностью строения толщи и прохождением процесса через ряд критических состояний. Новый компеЕЗ/ Ъ <

–  –  –

Рис. 5. Эффекты “смены знака” и “ изменения масштабного уровня” при образовании скла­ док продольного сжатия в компетентных слоях a - засасывание некомпетентной толщи в ядра зарождающихся складок, образованных компетент­ ным прослоем; 6 - завершение процесса “засасывания" при наклоне крыльев 45°; в - выжимание неком­ петентной толщи из ядер зрелых складок; г - смыкание компетентного прослоя на крыльях стареющих складок, образование структур тектонического сшивания, “рыбьего хвоста" и формирование компе­ тентного слоя более крупного масштабного уровня; д - начало формирования складок на новом мас­ штабном уровне У- компетентный прослой; 2 - пластичная (некомпетентная) толща; 3 - направление засасыва­ ния пластичной толщи; 4 - направление выжимания пластичной толщи; 5 - направление сдвига вдоль границ компетентного слоя; 6 - максимальное накопление пластичной толщи в ядрах складок;

7 - законсервированные фрагменты пластичной толщи в ядрах складок; 8 - структуры тектониче­ ского сшивания; 9 - вновь образованный компетентный слой, готовый к образованию складок бо­ лее крупных размеров тентный слой при дальнейшей деформации толщи в том же направлении вызовет образование более крупных складок продольного изгиба, т.е. процесс повторится на новом масштабном уровне (см. рис. 5, д) и возникнут разномасштабные нало­ женные складки .

Эффект клина (выжимания-нагнетания) Эффект клина характерен для неоднородного тектонического течения и свя­ зывает между собою распределение деформации, вращения и перемещения веще­ ства в толщах. Он распространен очень широко, подробно описан А.В. Лукьяно­ вым [1980] и, по существу, близок к представлениям В.В. Белоусова о явлении “вы­ жимания-нагнетания”. Классической элементарной моделью для иллюстрации этого эффекта является деформация трапеции в прямоугольник. Эта модель обла­ дает необходимой общностью, так как из серии разных трапеций можно построить тело любой формы .

Мы рассмотрим деформацию линзообразных тел (разделенных волнистой гра­ ницей) в серию плоскопараллельных слоев (рис. 6). Такую деформацию можно представить себе, полагая, что рисунок изображает разрез трех толщ - легкой (А), средней (В) и тяжелой (С), - стремящихся от начальных условий (см. рис. 6, а) приТруды ГИН, вып. 511 265 Рис. 6. Эффект “выжимания-нагнетания” в крупных слоях переменной мощности а - исходное положение границ слоев-линз; б - распределение деформаций после выполаживания границ I - слой А (жесткий, легкий); 2 - линза-слой В (пластичный, средней плотности); 3 - линза-слой С (пластичный, тяжелый); 4 - границы слоев; 5 - контрольные метки; 6 - положение контрольных меток 2 и 4 после деформации; 7 - сдвиги (длина стрелок характеризует величину сдвига); 8 - зоны сжатия F (folding-zone); 9 - зоны растяжения S (spreading-zone)\ 10 - зоны перемещения Г (translation-zone) дти к равновесному состоянию (см. рис. 6, б). Модель чисто геометрическая, макси­ мально идеализированная, чтобы наиболее ясно показать главные черты эффекта .

Вертикальные метки (1), (3), (5) являются следами плоскостей симметрии, поэтому после деформации они остались на своих местах. Метки (2) и (4) при деформации переместились в положение (2') и (4'), вещество слоев В и С испытало перемеще­ ния (уел. знак 10) и деформации (уел. знаки 8 и 9). В модели четко обозначились зо­ ны трех типов: 1) зоны горизонтального сжатия, складчатости F {folding zone), 2) зо­ ны горизонтального растяжения S (spreading zone), 3) зоны горизонтального пере­ мещения Т (translation zone). Зоны Т в слоях В и С находятся друг под другом, в рай­ оне меток (2) и (4). Зоны F и S находятся в районах меток (1), (3) и (5), причем зо­ ны F слоя В находятся над зонами S слоя С, а зона S слоя В - над зоной F слоя С, т.е. друг под другом находятся разноименные зоны. Вдоль границ между слоями происходят интенсивные смещения, но они непостоянны и по величине, и по напра­ влению. На границе A/В в районе метки (2) сдвиг правый, а в районе метки (4) - ле­ вый; на метках (1), (3), (5) смещения вообще отсутствуют. На границе В/С в районе метки (2) сдвиг уже не правый, а левый и очень большой, а в районе метки (4) - пра­ вый; к меткам (1), (3), (5) амплитуды смещений тоже быстро уменьшаются и про­ тив самих меток исчезают полностью .

Общие закономерности строения всего ансамбля структур получаются следую­ щими: 1) по границам слоев осуществляются смещения, достигающие значитель­ ных величин, но они происходят локально и чередуются с участками, на которых смещения отсутствуют; 2) величины и направления смещений вдоль одной и той же границы меняются от участка к участку; 3) максимальные смещения приурочены к тем участкам слоев, которые деформированы в наименьшей степени, 4) на участРис. 7. Некоторые широко распространенные рисунки ансамблей парагенезов структур 1-3 - парагенезы структур: 1 - сдвига, 2 - сжатия, 3 - растяжения ках, не смещенных друг относительно друга, слои деформированы максимально; 5) стиль деформации слоя сохраняется только в нем самом, не распространяясь в со­ седний даже там, где смещение между слоями отсутствует; 6) под максимально сжа­ тым участком одного слоя располагается максимально растянутый участок друго­ го, и наоборот; 7) перемещения масс в соседних слоях осуществляются в противо­ положных направлениях. Эти закономерности сохраняются вне зависимости того, как интерпретировать рис. 6, - в качестве разреза земной коры или в качестве го­ ризонтального плана какого-либо ее участка. Перечисленные закономерности со­ ответствуют закономерностям рисунков экспериментально полученных полей на­ пряжений, обусловленных разрывами [Осокина, 1989 а, б\. Они соответствуют и структурным рисункам многих территорий, охваченных горизонтальными движе­ ниями земной коры и изученных геологическими методами (рис. 7) .

НЕЛИНЕЙНЫЕ ЭФФЕКТЫ ВТОРОЙ ФОРМЫ ДВИЖЕНИЯ

Вторая форма движения характерна для развития многокомпонентных систем, в которых отдельные элементы системы не существуют вечно, но в процессе ее развития появляются и исчезают. При тектоническом течении такие явления про­ исходят постоянно, вызывая своеобразные нелинейные эффекты, распространен­ ные очень широко. В деформирующихся горных породах часто появляются особые точки и области, в которых действуют источники или стоки вещества, причем эти точки и области появляются и исчезают в зависимости от динамических и термиче­ ских условий процесса. Представляя тектоническое течение в виде векторного по­ ля, можно сказать, что в этих точках оно имеет положительную или отрицатель­ ную дивергенцию (div и 0 для источников и div и 0 для стоков). В тепловом по­ токе то же происходит в зонах кристаллизации или плавления вещества. Наиболее ярко вторая форма движения проявляется при стресс-метаморфизме и зонном пла­ влении горных пород .

Эффект стресс-метаморфизма горных пород и метаморфозы толщ Стресс-метаморфизм [Лукьянов, 1986, 1990] появляется в горных породах при ненулевом девиаторе напряжения (при стрессе) и вызывает образование ориенти­ рованной структуры. Часто он сопровождается процессом “растворения и кристал­ лизации под давлением” {pressure solution, solution transfer), при котором обломоч­ ные зерна растворяются в местах их контакта, а растворенное вещество переотлагается на менее деформированных частях поверхности зерен по принципу Рикке .

Растворяется и цемент, переотлагаясь в тенях давления; трескаются жесткие вклю­ чения и прослои, а трещины заполняются минеральными новообразованиями; об­ разуются перпендикулярные максимальному сжимающему напряжению зонки сланцеватости и обеднения легко растворимыми минералами, возникают попереч­ ные к ним жилки альпийского типа. В зависимости от состава толщ и термодина­ мических условий минеральные новообразования состоят из кальцита, слюд, квар­ ца, полевых шпатов и других минералов. Места растворения, выноса вещества представляют области его “стока”, а в местах выделения новообразований действу­ ют “источники”. Происходит, как бы, усадка толщи в одном направлении и разбу­ хание - в другом. Стресс-метаморфизм является одной из форм деформации толщ, формой специфической, использующей для деформации диффузию, деятельность растворов (которые до сих пор нами не учитывались) и основанной на второй фор­ ме движения вещества .

Эффект стресс-метаморфизма и его нелинейная сущность на разных масштаб­ ных уровнях проявляются не одинаково. Особенно ярко они проявляются на мик­ ро- и миниуровнях. Дивергенция векторного поля в данной точке, как известно, яв­ ляется производной по объему потока этого поля через замкнутую поверхность, т.е. при стягивании объема, ограниченного замкнутой поверхностью, к точке. По­ нятие “точки” на практике отличается от математического, является относитель­ ным и зависит от поставленной задачи, в нашем случае от масштабного уровня ис­ следований .

На микроуровне замкнутая поверхность вокруг “точки” охватит даже мелкие зерна не целиком, а частично, и мы обнаружим, что на границах зерен в местах ро­ ста вновь образующихся минералов из “замкнутой поверхности” вытекает больше минерального вещества, чем втекает в нее, а в местах растворения - больше втека­ ет, чем вытекает (уносимое диффузией и растворами вещество мы наблюдать, ес­ тественно, не можем), т.е. обнаружим огромное количество точек с положитель­ ной и отрицательной дивергенцией. Иногда почти все течение толщи определяется нарастанием нового минерального вещества в направлении растяжения и растворе­ нием старого в направлении сжатия. При этом состав растворяемого и отлагаемо­ го вещества совпадает не полностью. Многие рассеянные элементы высвобожда­ ются и выносятся далеко, либо выделяются поблизости в виде индивидуальных ми­ неральных форм. В зонах выноса концентрируется остаточное вещество. Новооб­ разованные минералы нередко оказываются очищенными от примесей. Структура и состав толщи видоизменяются .

На миниуровне мелкие зерна уместятся целиком внутрь “замкнутых поверхностей”, а источники и стоки около них компенсируют друг друга и останутся незаме­ ченными. Положительная и отрицательная дивергенция будет зафиксирована только около крупных зерен и других неоднородностей, соразмерных “точке” это­ го масштабного уровня. Данных о нелинейном характере процесса деформации, аналогичных проявляющимся на микроуровне, сохранится еще много. Некоторые из них проявляются даже более выразительно, чем на микроуровне, например, будинирование прослоев, альпийские жилы .

На макро- и, особенно, на мегауровнях данные о второй форме движения при деформации могут быть в значительной мере потеряны. Если уравновесившие друг друга источники и стоки вещества внутри толщи не будут обнаружены, то и выво­ ды о нелинейных процессах и роли жидкой фазы при деформации горных пород бу­ дут забыты и уступят место представлениям о пониженной эффективной вязкости всей толщи в целом и о ее квазилинейном течении. Останутся ясно выраженными метаморфозы, произошедшие с толщами: измененный состав зон рассланцевания, образовавшиеся при деформации крупные тела сильно карбонатизированных по­ род, зоны окварцевания, крупные жилы альпийского типа, рудопроявления неясно­ го происхождения, имеющие многоплановый контроль (тектонический, литологи­ ческий, стратиграфический) и состав, сопоставимый с рассеянной минерализацией в недеформированных толщах. Однако непосредственно связать все эти образова­ ния со стресс-метаморфизмом нелегко, так как связи могут оказаться отдаленными. Но они имеются, потому что метаморфозы толщ закономерно вписываются в структурные парагенезы и их ансамбли [Структурные парагенезы..., 1997] .

Эффект зонного плавления

По-видимому, важнейшим проявлением второй формы движения геологиче­ ской среды является зонное плавление, при котором расплавленная зона движется не за счет механического перемещения расплава, а путем плавления на фронте дви­ жения и кристаллизации в тылу (на фронте происходит рождение новых порций расплава, а в тылу - отмирание расправленных масс и их присоединение к твердо­ му субстрату). По существу, движется не вещество, а границы его фазовых превра­ щений от твердого к жидкому и от жидкого к твердому. Процесс описывается урав­ нением теплопроводности с переменными коэффициентами и функцией источни­ ка. Он явно нелинейный, так как осуществляется переход через критическое состо­ яние (точку плавления), а коэффициенты и моменты “включения” источника зави­ сят от самой функции (температуры). Простейшей задачей такого типа является за­ дача Стефана с одной подвижной границей фазового перехода и достаточно про­ стыми граничными и начальными условиями. Она имеет аналитическое решение, хотя и описывает сложный нелинейный процесс. При зонном плавлении без учета гравитации в расплавленную зону приходится помещать источник тепла и переме­ щать его вдоль стержня, чтобы обеспечить существование двух зон фазового пере­ хода - фронтальной и тыльной. При анализе зонного плавления в мощной толще литосферы при наличии гравитации в задачу вводятся дополнительные нелинейно­ сти, учитывающие разные способы переноса тепла в расплаве. Теплопроводность твердого вещества больше теплопроводности соответствующего расплава, если в расплаве нет конвекции, но при наличии конвекции теплопередача в расправе силь­ но возрастает и значительно превышает теплопроводность твердого тела. Чтобы это учесть, в уравнение теплопроводности вводится дополнительный “конвектив­ ный” член, либо сильно изменяется коэффициент теплопроводности, превращаю­ щийся в “коэффициент эффективной теплопередачи” в условиях конвекции [Тихо­ нов и др., 1969]. Если создать соответствующую модель и к нижней границе лито­ сферы подводить тепло в количествах, превышающих отток, то температура под­ нимется и начнется плавление. В нижней части модели, представляющей этот про­ цесс, образуется расплавленный очаг, аккумулирующий в себе подающееся тепло в форме скрытого тепла плавления. Если в этом очаге какое-то время не допускать конвекцию, то разрастание очага и аккумуляция в нем тепла будет нарастать. Если затем включить конвекцию (“эффективную теплопередачу”), то тепло настолько быстро будет удаляться от нижней границы очага, что температура упадет до тем­ пературы затвердевания, и даже выделение скрытого тепла кристаллизации не сможет задержать дальнейшее падение температуры. Под очагом образуется сно­ ва затвердевший слой литосферы, а в основании очага появится вторая подвижная граница фазового перехода, т.е. плавление станет зонным. Тем временем на верх­ ней границе расплава будет продолжаться быстрое плавление, т.е. расплавленная зона будет продвигаться вверх путем зонного плавления. Источником тепла, дви­ жущимся кверху вместе с расплавленным очагом, будет сам очаг, т.е. то скрытое тепло плавления, которое он успел накопить. Но оно со временем истощится, и рас­ плавленный очаг уменьшится и, наконец, затвердеет полностью. Этот процесс представляет собою весьма важный нелинейный эффект структурообразования, и на него в свое время обращали внимание крупнейшие ученые В.В. Белоусов, A. П. Виноградов, Е.А. Любимова, В.А. Магницкий и др. Он неизбежен, если внизу образовался достаточно большой расправленный очаг и состав литосферы одно­ роден, так как в однообразных горных породах температура их плавления из-за увеличивающегося с глубиной давления растет с градиентом около 3 град/км, а ади­ абатический градиент составляет всего лишь около 0,3 град/км, т.е. на порядок меньше (это означает, что конвекция почти неизбежна, что в очаге установится градиент температур, близкий к адиабатическому, и что верхняя граница очага бу­ дет перегрета, а нижняя переохлаждена). Если же состав литосферы не однороден, то все может быть иначе .

Мы рассмотрели двухслойную модель литосферы и обнаружили в ней другие нелинейные эффекты, связанные с зонным плавлением. Условия, приведшие к дру­ гим эффектам были следующие. Верхний слой модели был существенно более лег­ коплавким и легким, чем нижний; в расплавленном состоянии вещества верхнего и нижнего слоев смешивались, и из расплава смешанного состава тугоплавкое веще­ ство кристаллизовалось при разных температурах в зависимости от состава распла­ ва и в соответствии с заданной эвтектической диаграммой; в соответствии с той же диаграммой тугоплавкое вещество растворялось в недосыщенном расплаве; диф­ фузия в расплаве стремилась выравнять его состав. Остальные условия были близ­ ки к стандартным (постоянный тепловой поток через нижнюю границу, постоянная температура на верхней, распределенные источники тепла радиоактивного проис­ хождения, теплопроводности и теплоемкости, зависящие от функции, скрытые те­ плоты фазовых превращений и т.д.). Они приведены при специальном рассмотре­ нии модели [Лукьянов, 1987; Lukyanov, 1987] и не заслуживают особого описания в этой статье. Моделирование осуществлялось на гидравлическом интеграторе ИГЛ B. С. Лукьянова, специально модернизированном для этой задачи. Обнаруженные эффекты заключались в следующем. Расплавленный очаг возникал на границе сред и путем зонного плавления медленно перемещался вниз, внутрь нижнего слоя .

л Рис. 8. Схема формирования астенолинзы в результате зонного плавления на границе двух толщ А - эволюция зонного плавления в одномерной двухслойной модели в координатах глубина-время\ Б - эволюция разреза через область прогрессирующего зонного плавления на этапах t0, f,, t2 1 - легкоплавкое вещество А; 2 - тугоплавкое вещество В; 3 - расплав смешанного состава А„Вт ;

4 - зона плавления М (melting-zone)\ 5 - зона кристаллизации С (cristallisation-zone) Над очагом появлялась граница слоев на более высоком уровне. Временно возни­ кало четырехслойное строение модели. Через некоторое время очаг менял напра­ вление движения, быстро поднимался вверх (тоже путем зонного плавления) и ис­ чезал в нижней части верхнего слоя, приводя модель к исходному состоянию и фор­ мированию нового расплавленного очага. Система не достигала стационарного со­ стояния, но развивалась в автоколебательном режиме .

На рис. 8 схематично показан первый этап развития модели {А - в координатах глубина-время; Б - на разрезе, изображающем распространение моделируемого процесса в стороны от линии а0, для моментов f0, t2). В начальный момент (г0) слои из легкоплавного вещества А (уел. знак /) и более тяжелого тугоплавкого В (уел. знак 2) находились при температуре, не достигавшей температуры их плавле­ ния, но температура со временем росла. Вскоре началось плавление слоя А (уел .

знак 4) и сейчас же последовало растворение в этом расплаве слоя В. Образовался расплав состава А„Вт (уел. знак 3) с быстро возрастающей концентрацией вещест­ ва В сверху вниз. Конвекция в расплаве из-за градиента концентраций не могла воз­ никнуть, теплопроводность в расплаве упала по сравнению с твердыми породами .

Тепловой поток, подходивший к нижней границе расплава, расходовался на: 1) по­ вышение температуры на границе, чтобы смогли раствориться в расплаве новые порции В в соответствии с эвтектической диаграммой; 2) сток в скрытую теплоту плавления при растворении В ; 3) тепловой поток через расплав к его верхней гра­ нице, где он расходовался на 4) плавление вещества А (сток в скрытую теплоту пла­ вления) и 5) тепловой поток к верхней границе модели (поток, возрастающий по мере продвижения кровли расплава вверх). Одновременно диффузия стремилась выравнять концентрацию в расплаве, способствуя тем самым растворению В на нижней границе. На гидроинтегратере все эти процессы можно видеть с полной на­ глядностью .

Немного не доходя до времени г1 поток к верхней границе модели стал та­ ?

ким интенсивным, что продвижение расплава вверх прекратилось. Диффузия принесла небольшие концентрации В к самой верхней границе. При низкой тем­ пературе они стали выделяться на верхней границе расплава даже при низких концентрациях. В момент tx образовался уже заметный слой В над кровлей рас­ плава, и кристаллизация, хотя и медленно, но продолжалась (уел. знак 5). Выде­ ляемое при кристаллизации тепло (источник тепла) пополняло тепловой поток к верхней границе модели и поддерживало границу расплава в тепловом равно­ весии с самим расплавом, концентрация В в котором должна была соответство­ вать эвтектической диаграмме при данной температуре. Поэтому скорость кри­ сталлизации была строго лимитирована самим процессом. На нижней границе расплава по-прежнему растворялся слой В, уводя границу все ниже и ниже, по­ вышалась температура, повышалась концентрация В в расплаве. Описанный процесс на обеих границах продолжался и во время г2, т.е. расплав путем зонно­ го плавления уходил все на большие глубины, увеличиваясь в мощности (толщи­ не) и увеличивая содержание компонента В в расплаве. По наклону кривых вид­ но, что процесс постепенно замедлялся, как бы, приближаясь к устойчивому со­ стоянию. Этого не произошло, но об этом мы скажем позже .

Сейчас нужно отметить, что процесс зонного плавления в рассмотренной моде­ ли (1) направил движение магматического очага вниз, что непривычно, (2) передви­ нул границу между слоями (может быть геофизическими слоями?) из более низко­ го положения в более высокое, (3) создал астенолинзу, которая, во-первых, может рассматриваться как агент перемещения геофизических границ и, во-вторых, несет в себе запас энергии для деформационных процессов. Если сравнить рис. 8,Б с рис. 6, то мы вправе ожидать эффекта клина и возникновения в момент г2 или поз­ же (см. рис. 8,Б) следующих структур: около линии а0 - зона спрединга, около ли­ ний \ - зон трансляции, около линий а2 - зон складчатости. Отсюда могут быть сделаны далеко идущие выводы .

Но вернемся к рис. 8уЛ. После времени t2 с замедлением процесса и долгим на­ хождении нижней и верхней границ расплава в почти неподвижном состоянии диф­ фузия продолжала выравнивать концентрацию в расплаве, что привело к возник­ новению конвекции и направило процесс по пути, описанному при рассмотрении модели однородной литосферы. (Эта стадия развития модели на рис. 8 не показа­ на.) Быстрый подъем границ расплавленного очага с глубин к поверхности; кон­ векция; перемешивание, могущее захватить куски кровли на глубину и быстро вы­ нести обратно на поверхность (вспомним казахстанские алмазы); уменьшение со­ держания тугоплавкого вещества В в расплаве (“раскисление” расплава) и быстрая кристаллизация В на дне очага; быстрый вынос тепла к поверхности и падение тем­ пературы под деградирующим очагом; наконец, кристаллизация чистого вещества А в самой верхней части застывающего очага с наращиванием толщины слоя А до былой мощности, т.е. возвращение модели к состоянию /0, - таков итог второй ста­ дии развития процесса. За ним снова начинается первая стадия, но уже второго ци­ кла. Система работает в автоколебательном режиме. При интерпретации модели применительно к геологическим условиям, т.е. при вводе соответствующих коэф­ фициентов подобия [Лукьянов, 1991], длительность циклов (обе стадии) оценивает­ ся в 1,5-2,5 млрд лет, если сопоставлять ее со всей тектоносферой (толщина моде­ ли 400 км), или порядка 100 млн лет для внутрилитосферных астенолинз (толщина модели 80 км) .

Резюмируя сказанное мы писали: “Развитие тектоносферы как системы опре­ деляется неоднородностью ее состава, гравитационными силами и проходящим че­ рез нее тепловым потоком. Эта система не имеет стационарного состояния и нахо­ дится в непрестанном движении. Нестационарность тектоносферы определяется тем, что составляющие ее массы стремятся к равновесному состоянию как в грави­ тационном, так и в тепловом поле, но это невозможно. Приближение к гравитаци­ онному равновесию нарушает тепловое равновесие, а приближение к тепловому равновесию создает инверсии распределения плотностей в гравитационном поле .

Если бы тектоносфера имела иной состав или если бы гравитационное и тепловое поля были бы другими, то система могла бы прийти к стационарному состоянию .

Но при существующем составе и в существующих условиях тектоносфера обрече­ на на вечное движение” [Лукьянов, 1985. С. 61]. Почти к таким же выводам прихо­ дит и В.А. Дубровский, хотя его модель существенно отличается от нашей: “Тектоно-магматические движения, инициируя интенсивный отвод тепла и тем самым полную или частичную ликвидацию астеносферного слоя, то есть инверсии плот­ ности, как генератора движений, как бы убивают сами себя. Так происходит ликви­ дация одного из состояний системы литосфера-астеносфера - механически неус­ тойчивого, но термодинамически равновесного, - и переход к другому состоянию механически устойчивому, но термодинамически неравновесному. Угасание же тектоно-магматических процессов восстанавливает тепловую энергетику, а тем са­ мым и астеносферу, и возвращает систему в первоначальное состояние. Суперпо­ зиция двух состояний, или же смена одного другим, соответствует двум возможным крайним динамическим схемам тектонических процессов, типичных для океанов или же для континентов соответственно” [Дубровский, 1998. С. 55] .

Зонное плавление и другие проявления второй формы движения вещества, повидимому, играют значительную роль в структурообразовании и должны учиты­ ваться при построении геотектонических гипотез .

АВТОКОЛЕБАТЕЛЬНЫЕ СИСТЕМЫ И ЗАПРЕДЕЛЬНОЕ ТЕРПЕНИЕ

Автоколебательные системы являются наиболее высоко организованными не­ линейными эффектами. В них все три фундаментальные свойства среды проявля­ ются наиболее эффектно. Главное их отличие от приведенных примеров заключа­ ется в том, что процесс, стремясь к равновесию, никогда его не достигает и повто­ ряется снова и снова. Это уже было показано выше .

Совместное действие упомянутых выше законов порождает в критических зо­ нах нелинейные эффекты и приводит к самоорганизации и структурированию гео­ логической среды. Механизм самоорганизации продемонстрируем на модели обра­ зования ритмичной слоистости в бассейне седиментации, потому что эта модель по­ зволяет наиболее ясно показать механизм самоорганизации процесса. При ее рас­ смотрении обратим особое внимание не на описание модели, а на анализ причин са­ моорганизации .

Модель автоколебательной системы в бассейне седиментации Модель анализирует перемещение и захоронение осадочного материала в бас­ сейне. Предполагается, что материал равномерно поступает с берега (слева на рис. 9-12). В бассейне он перемещается под влиянием гидродинамической активно­ сти водной среды и наклона дна. Для расчетов введен коэффициент подвижности осадка [Лукьянов, 1987], позволивший описать процесс уравнением типа уравнения теплопроводности и рассчитать его на интеграторе ИГЛ. Однако в критических ус­ ловиях процесс идет иначе: осуществляется оползание осадка. Переход от одного способа перемещения осадка к другому существенно нелинеен и может привести к образованию автоколебаний. Модель выявляет условия, при которых в бассейне седиментации возникает автоколебательная система. Именно она, а не внешние факторы, превращают равномерный поток поступающего в бассейн осадочного материала в пульсирующий, самоорганизующийся, приводящий к ритмичной слои­ стости. Причиной этого являются нелинейные элементы, введенные в модель. Рас­ смотрим их .



Pages:     | 1 | 2 || 4 |



Похожие работы:

«ЮБИЛЕИ И ДАТЫ Самарская Лука: проблемы региональной и глобальной экологии. 2010. – Т. 19, № 3. – С. 187-199. УДК 01+092.2 АНДРЕЙ ЛЬВОВИЧ МАЛЕНЁВ (К 50-ЛЕТИЮ СО ДНЯ РОЖДЕНИЯ) © 2010 Г.С. Розенберг; А.Г. Бакиев, О.Л. Носкова, С.В. Саксонов* Институт экологии Волжского бассейна РАН, г. Тольятти (Россия) Поступила 05 июля 2009 г. Очерк...»

«XJ9800131 ОБЪЕДИНЕННЫЙ ИНСТИТУТ ЯДЕРНЫХ ИССЛЕДОВАНИЙ s: и ||,.,t.iiil И Дубна Р19-97-296 В. Л. Корогодина, А. Пантелеева, И. А. Ганичева, Е. А. Кузнецова, Г. А . Лазарева, Л. А. Мельникова, Ю. В. Мокрое, В. И. Корогодин,4 ВЛИЯНИЕ МОЩНОСТИ ДОЗЫ СЛАБОГО ГАММА-ОБЛУЧЕНИЯ НА МИТОЗ И АДДИТИВНЫЙ ОТВЕТ КЛЕТОК МЕ...»

«УДК 551.465 Расчет средних характеристик стратификации водной среды © 2015 А.Е. Погребной Морской гидрофизический институт РАН, Севастополь, Россия E-mail: pogrebok57@mail.ru Поступила в редакцию 03.04.2014 г. После доработки 30.09.2014 г. Проводится анализ пр...»

«ISSN 0869-4362 Русский орнитологический журнал 2010, Том 19, Экспресс-выпуск 584: 1239-1242 О заселении малой пестрогрудкой Tribura (Dumeticola) davidi восточной окраины Азии: новое, недавнее и изолированное, местонахождение на крайнем западе Уссурийского края А.А.Назаренко 1), П.Г.Маметьев 2)...»

«Особенности реализации на физическом факультете ОПОП с использованием ресурсных центров Научного парка СПбГУ на примере образовательной программы "Нейтронная и синхротронная физика" Стр...»

«УДК 574.52(58): 575.17 МОНИТОРИНГ ГИДРОХИМИЧЕСКИХ И ЭКОЛОГИЧЕСКИХ ХАРАКТЕРИСТИК ГОРНЫХ РЕК И ОЗЕР ЮЖНОГО КАЗАХСТАНА ДЛЯ ОЦЕНКИ СОСТОЯНИЯ АККЛИМАТИЗИРОВАННОЙ РАДУЖНОЙ ФОРЕЛИ Мынбаева Б.Н. 1, Уалиева Д.А.1, Бекманов Б.О.2, Воронова Н.В. 3 РГП на ПХВ...»

«Самарская Лука. 2008. – Т. 17, № 3(25). – С. 650-000. © 2008 А.Н. Дзюбан, Л.А. Выхристюк, Е.П. Романова НИНА НИКОЛАЕВНА ГУСЕВА (1913-1995) Dzuban A.N., Vychristuk L.A., Romanova E.P. Nina Nikolaevna Guseva (1913-1995) Нина Николаевна Гусева – одна из...»

«Труды БГУ 2011, том 6, часть 2 Физиология растений УДК 581.17: 577.125.36 РОЛЬ ПРОСТАНОИДОВ В РЕГУЛЯЦИИ ФИЗИОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ В РАСТЕНИЯХ Г.Г. Филипцова, Е.М. Лапковская, В.М. Юрин Белорусский государственный университет, Минск, Республика Беларусь Введение Термин "простаноид" включает це...»

«Отделение Пенсионного фонда РФ по Республике Мордовия Новая отчетность в ПФР: "Сведения о страховом стаже застрахованных лиц" (СЗВ-СТАЖ), "Сведения по страхователю, передаваемые в ПФР для ведения индивидуального...»

«BY0200135 Биологическая дозиметрия и. _, Тенденции, выявленные в последние годы, дают основание считать ликвидаторов группой высокого риска по онкогематологическим заболеваниям, что требует разработки соответствующих организационных мероприятий по профилактике этих заболеваний, а также более углубленных исследований по вы...»

«О НЕКОТОРЫХ ФУНДАМЕНТАЛЬНЫХ ПРОБЛЕМАХ ГИДРОХИМИИ И ГИДРОЭКОЛОГИИ В СВЕТЕ РЕАЛИЗАЦИИ ВОДНОЙ СТРАТЕГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ НА ПЕРИОД ДО 2020 ГОДА Никаноров А.М. Институт водных проблем РАН, Гидрохимический отдел, г. Ростов-на-Дону ghi8@aaanet.ru В июле 2014 года был принят Федеральный закон, направ...»

«Приложение к свидетельству № 44358 Лист № 1 об утверждении типа средств измерений всего листов 6 ОПИСАНИЕ ТИПА СРЕДСТВА ИЗМЕРЕНИЙ Спектрометры микрорентгенофлуоресцентные M1 ORA и M1 MISTRAL Назначение средства измерения Спектромет...»

«УДК 615.074, 615.072 РАЗРАБОТКА МЕТОДИКИ СТАНДАРТИЗАЦИИ ТРАВЫ РЕПЕШКА ОБЫКНОВЕННОГО AGRIMONIA EUPATORIA ПО ФЛАВОНОИДАМ Ж.С. Лесовая Надземная часть репешка обыкновенного используется в народной медицине при лечении многих заболеваний, в час...»

«ГЕРОНТОЛОГИЯ научно-практический журнал, 2017, Т. 5, № 1 GERONTOLOGY Scientific Journal, 2017, Vol. 5, № 1ISSN 2307-4248 УДК: 612.67: 616.37:612.67:577.22 БИОМАРКЁРЫ СТАРЕНИЯ: ОТ ФУНКЦИИ К МОЛЕКУЛЯРНОЙ БИОЛОГИИ Хаммад Е.В. 1ФГАУ "Лечебно-реабилитационный центр" Минздрава России (125367, г...»

«Министерство образования Российской Федерации Ярославский государственный университет им. П.Г. Демидова Кафедра экологии и зоологии Общая экология Методические указания к семинарским занятиям Ярославль 2002 ББК Е9я73 Т99 Составитель: проф. Н.Н. Т...»

«СО РАН и 70-летию образования Красноярского края, 1-3 сентября 2004 г., г. Красноярск. Красноярск, 2004. С. 131 133. Денисов, Н.И . Деревянистые лианы российского Дальнего Востока. [Текст] / Н.И. Денисов. Владивосток: Дальнаука, 2003. 348 с. Популяционная организация растительного покрова лесных террито­ рий [Тек...»

«MИРЗАЛИ МУРГУЗОВ, РАСИМ АБДУРАЗАГОВ РОВШАН АЛИЕВ, ДИЛБАР АЛИЕВА, ГАБИЛЬ БАЙРАМЛЫ ФИЗИКА 9 МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ ДЛЯ УЧИТЕЛЯ по предмету “Физика” для 9-го класса общеобразовательных школ. Утвержден Министерством образования Азербайджанской Республики (приказ № 369 от 03...»

«Известия Челябинского научного центра, вып. 3 (29), 2005 ХИМИЯ И БИОЭКОЛОГИЯ УДК 546.654–3:541.18 МОДЕЛИРОВАНИЕ ПРОЦЕССА ГИДРАТАЦИИ ОКСИГИДРАТОВ ГАДОЛИНИЯ И ИТТЕРБИЯ Ю.И . Сухарев, М.Ю. Белканова e–mail: wik22@inbox.ru Южно–Уральский государственный университет, г. Челябинск, Россия Статья поступила 2 июня 2005 г. Введение Оксигидратные материа...»

«Вестник СамГУ — Естественнонаучная серия. 2008. №2(61). 339 УДК 577.4 РОЛЬ ЧЕЛОВЕКА В СУДЬБЕ БИОСФЕРЫ С ПОЗИЦИИ СИСТЕМНОГО АНАЛИЗА1 Ю.П . Фролов2 © 2008 Биологическая эволюция создала человека не для господства над Природой. Его основная задача — защита живой части биосферы (включая вид Homo sapiens) от глобальных приро...»

«ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ ИНСТИТУТ ВОДНЫХ И ЭКОЛОГИЧЕСКИХ ПРОБЛЕМ СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК (ИВЭП СО РАН) УТВЕРЖДАЮ: ВрИО директора ИВЭП СО РАН _ д.б.н. А.В. Пузанов "29" апреля 2016 г...»

«Тематика дипломных работ но специальности 5В073200 Стандартизация, сертификация и метрология 1. Разработка СМК центральной лаборатории автоматизации и измерительной техники в условиях АО "Алюминий Казахстана".2. Разработка элементов экологического менеджмента в условиях АО...»

«CAAF/09-WP/22 Международная организация гражданской авиации 9/10/09 РАБОЧИЙ ДОКУМЕНТ КОНФЕРЕНЦИЯ ПО АВИАЦИИ И АЛЬТЕРНАТИВНЫМ ВИДАМ ТОПЛИВА Рио-де-Жанейро, Бразилия, 16–18 ноября 2009 года Пункт 4 повестки дня. Производство и инфраструктура ИСПОЛЬЗОВАНИЕ АН...»

«ПРОГРАММА ВСТУПИТЕЛЬНОГО ИСПЫТАНИЯ ПО БИОЛОГИИ 1. Биология как наука. Методы научного познания. Биология как наука, ее достижения, методы исследования, связи с другими науками. Роль биологии в жизни и практической деятельности человека. Основные уровни организации живой природы: клеточный, организменный, популяционно-видовой, биогео...»

«Выполненные эксперименты и сравнение полученных результатов с литературными данными позволяют сделать следующие выводы: В ходе исследований установлены видовые различия в накоплении химических элементов водными растениями. Аккумули...»

«СЕКЦИЯ 8. ГЕОЭКОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ ОСВОЕНИЯ АРКТИКИ. ВЛИЯНИЕ ТЕХНОГЕННОГО ВОЗДЕЙСТВИЯ НА ПРИРОДНУЮ СРЕДУ АРКТИКИ. ЭКОЛОГИЧЕСКИЕ РИСКИ. ОХРАНА И ЗАЩИТА АРКТИЧЕСКОГО РЕГИОНА Исходя из всего вышеперечисленного, стоит отметить, что данная конструкция позвол...»




 
2019 www.mash.dobrota.biz - «Бесплатная электронная библиотека - онлайн публикации»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.