parnachev_v_p_osnovy_geodinamicheskogo_analiza

Тонату

Бенуэ

Амазонка

Парана

Рис. 3.6. Трехлучевые рифты, существовавшие при раскрытии Южной Атлантики, по К. Burke и J. Dewey (1973). Отмершие рифты слепо заканчиваются внутри континента

Геоклинали представляют собой мощные клинообразные удлинённые призмы осадочных пород, которые накапливаются на пассивной окраине расширяющегося океана и залегают на сиалическом фундаменте.

Срезанные хребты, срезанные геоклинали и срезанные структурные провинции представляют собой фрагменты некогда существовавших ансамблей, которые были разорваны при расхождении континентов. При реконструкции континентов эти ансамбли (хребты, геоклинали, провинции) должны совпадать.

1 2

Рис. 3.7. Схематическая карта, на которой показаны районы развития хребтов спрединга и авлакогенов Гондваны, Северной Америки и Европы, по С.Seyfert, L.Sirkin (1979): 1 – горячая точка над мантийной струей; 2 – будущее положение срединноокеанического хребта; 3 – авлакоген; ПТр – позднетриасовый, ПЮ – позднеюрский, ПТ – позднетретичный; 4 – цепь щелочных интрузивов; 5 – направление движения

3.2. Признаки столкновения континентов

При столкновении двух континентов в зоне контакта возникают горные хребты, орогенические пояса, складки, взбросы. Обычно такие структуры занимают центральное положение во вновь образовавшемся континенте. Наглядным примеров этого положения являются Уральские шарьяжно-складчатые структуры, которые образовались при закрытии Палеоуральского океана и столкновении Восточно-Европей- ского континента с Западно-Сибирским.

При столкновении континентов осадочные и вулканогенные толщи вовлекаются в крупномасштабные процессы складкообразования, разломообразования и метаморфизма. В результате возникает орогенический пояс, представляющий собой линейную зону складчатости, разло-

мов и горообразования. В центре орогенического пояса породы интенсивно смяты в напряжённые, нередко лежачие и опрокинутые складки, разбиты многочисленными разломами и метаморфизованы до амфиболитовой фации. Некоторые складки в таких областях представляют собой тектонические покровы, дополнительно срезанные надвигами и взбросами. Здесь обычно выделяется три или более фаз складкообразования и для более поздних крупных складок характерно крутое падение осевых поверхностей.

К орогеническим поясам, образовавшимися в результате столкновения двух континентов, относят Аппалачи, возникшие при столкновении Северной Америки с блоком Европа + Гондвана; Каледониды – Северная Америка с Европой, Герцинский пояс – Европа с Гондваной, Уральский пояс – Европа с Западной Сибирью + Казахстан, Ангарский пояс – Сибирь с Китаем, Альпы – Европа с Африкой, Гималаи – Индостан с Азией.

Предлагается две модели, объясняющие механизм образования орогенических поясов: двухслойная и аккордеонная. В первом случае (двухслойная модель) предполагается процесс надвигания одного континента на поверхность другого, результатом чего является удвоения мощности земной коры под орогеническим поясом. Такое надвигание естественно приводит к образованию тектонических покровов.

Аккордеонная модель предусматривает увеличение мощности земной коры в зоне контакта сближающихся континентов в связи с латеральным сжатием. Это приводит к смятию в складки вулканогенноосадочных толщ с более или менее крутыми вертикальными осевыми поверхностями.

На самом деле, скорее всего, в результате столкновения реализуются одновременно обе модели, формируя сложный ансамбль шарьяжно- складчато-блоковых структур.

3.3.Методы расчета параметров относительного движения литосферных плит

Перемещение литосферных плит описывается математическими формулами. Но при этом должны соблюдаться два условия (постулата). Первое из них предполагает, что литосферные плиты являются жесткими, способными передавать прилагаемые к ним напряжения на любые расстояния, не испытывая при этом внутренней деформации. Второе условие основано на неизменности радиуса Земли.

При этих условиях движение плит по сфере описывается законами сферической геометрии. При расчетах перемещений плит используется теорема Эйлера, гласящая, что движение любого тела по поверхности сферы можно представить в виде вращения вокруг оси, проходящей через центр сферы и пересекающей поверхность сферы в двух точках или полюсах (рис. 3.8). Эти точки носят название Эйлеровы полюса, или полюса вращения. Соответственно выделяются ось вращения, Эйлерова параллель и Эйлеров меридиан, Эйлеров экватор.

Полюс

вращения

α

А1

А

B1 B

Рис. 3.8. Геометрический метод расчёта движения плит, по К.Ле Пишону и др. (1973). Схема перемещения жесткого тела АВ в положении А1В1 путем вращения на угол вокруг некоторого полюса вращения. Полюс вращения находиться в точке пересечения срединных перпендикуляров к отрезкам больших кругов АА1 и ВВ1 (штрих-пунк- тир). Пунктиром показаны действительные траектории реконструируемого вращения. α – угол поворота, АА1 – длина пути, пройденная точкой А, ВВ1 – длина пути, пройденная точкой В

Плиты движутся параллельно трансформным разломам, представляющим собой концентрические дуги, проведенные вокруг оси вращения, и соответственно Эйлеровы полюса. Чем дальше находится данная точка в пределах одной плиты от полюсов вращения, т.е. чем больше

радиус дуги, тем больший путь при повороте на одинаковый угол она будет проходить по сравнению с другими точками этой же плиты, но расположенными ближе к полюсу.

Наибольшую скорость точка достигает на угловом расстоянии 90° от полюса вращения, а на самом полюсе равняется 0. Относительная скорость V = QW sinθ , где Q – радиус сферы; θ – угловое расстояние между точкой плиты и полюсом вращения; W – угловая скорость.

Если мы хотим знать параметры движения одной плиты по отношению к другой плите или по отношению к точке на сфере, необходимо oпpeдeлить две величины:

1)положение полюса относительно вращения плит в виде его географических координат;

2)величину поворота или угловую скорость движения (град/год, град/млн лет).

Определение этих параметров дает однозначное указание на то, какие события следует ожидать на границах плит: расходятся ли они, сходятся или скользят друг по отношению к другу.

Определить полюс вращения можно построением срединных перпендикуляров к отрезкам – касательным к трансформным разломам. Полюс вращения располагается в районе точки пересечения этих перпендикуляров.

Поскольку реальные условия часто значительно отличаются от идеальных, определение координат полюсов вращения и угловых скоростей осуществляется с каким-то приближением. При практической работе рекомендуется пользоваться следующими правилами, предложенными К. Сейфертом (1991):

1.Полюс вращения двух плит, расходящихся от зоны спрединга, обычно лежит на линии простирания хребта спрединга (СОХ), сформировавшегося во время вращения плит.

2.Полюс вращения двух плит, сдвигающихся при конвергенции вдоль шовной зоны столкновения континент – континент, обычно лежит на линии простирания этой зоны.

Вместе с тем следует отметить, что невозможно повернуть три сочлененные плиты вокруг одного полюса. Однако возможно движение комбинированно сочлененных плит, при котором две плиты поворачиваются вокруг фиксированного полюса, а третья – вокруг изменяющего свое положение полюса.

3.4.Определение скоростей движения литосферных плит

Для определения скоростей движения литосферных плит обычно используют данные по расположению полосчатых магнитных аномалий на океанском дне. Эти аномалии возникают в рифтовых зонах океанов вследствие намагничивания излившихся в них базальтов тем магнитным полем, которое существовало на Земле в момент излияния базальтов. Но, как известно, магнитное поле Земли периодически меняет свое направление на противоположное. Поэтому базальты, излившиеся в разные периоды инверсий геомагнитного поля, оказываются намагниченными в противоположные стороны.

Благодаря раздвижению океанского дна в рифтовых зонах СОХ более древние базальты всегда оказываются отодвинутыми на большие расстояния от этих зон. А вместе с океанским дном отодвигается от них и зафиксированное в базальтах древнее магнитное поле Земли.

Раздвижение океанской коры вместе с разнонамагниченными базальтами обычно развивается строго симметрично по обоим склонам СОХ и окружающих их абиссальных котловин. При этом, если знать возраст отдельных инверсий магнитного поля Земли и сопоставить эти инверсии с наблюдаемыми магнитными аномалиями, то можно определить возраст океанской коры на большей части акватории Мирового океана. Отсюда определяется скорость перемещения отдельных плит и рассчитываются взаимные перемещения

Существуют количественные и качественные методы измерения и расчета направления и скоростей относительного движения плит.

Количественные методы базируются на геодезических (в том числе космогеодезических), кинематических, сейсмологических и палеомагнитных исследованиях.

Геодезические методы используются как для изучения вертикальных (метод повторного нивелирования), так и горизонтальных движений (метод повторных триангуляций и трилатераций – измеряется длина не одной, а всех трёх сторон треугольника). В настоящее время изучение горизонтальных движений производится с помощью лазерных дальномеров.

С середины 80-х гг. прошлого века главным инструментом определения направления и скорости современных горизонтальных движений земной коры стала космическая геодезия, на первых этапах развития

которой главными стали метод лазерных отражателей (SLR) и метод длиннобазовой интерферометрии (VLBI), точность определения которыми относительного смещения плит достигала порядка сантиметра в год. К 2002 г. на базе данных различных методов космической геодезии была создана обобщённая модель относительного движения литосфер-

ных плит (REVEL – RecentVelocities).

В наши дни повсеместно применяется разработанная в США Глобальная система позиционирования (GPS), позволяющая по идущим от спутников Земли сигналам определять положение точки наблюдения и её высоту над уровнем моря с точностью до первых сантиметров. В последние годы появился ещё более точный метод слежения за современными движениями земной поверхности – метод дифференциальной интерферометрии (DinSAR), основанный на двукратной или более радарной съёмке одного и того же участка поверхности с интервалом времени в несколько месяцев. Этот метод позволяет количественно оценивать движения, обусловленные не только эндогенными процессами (тектоника, вулканизм, сейсмика и др.), но и связанными с добычей нефти и газа, подземных вод, деформациями в районах подземных горных выработок, в связи с созданием водохранилищ.

Кинематические данные включают измерение простираний трансформных разломов, сдвигов на континентах, линейных асейсмических вулканических цепей в океанах – как показателей направления движения плит, а с другой – расстояний между одновозрастными линейными магнитными аномалиями, находящимися по разные стороны от осей спрединга как показателей скоростей движения плит.

Сейсмологические данные очерчивают современные границы литосферных плит и включают расчеты ориентировки напряжений в очагах землетрясений. Это позволяет определить азимут вектора смещения, отражающий направление относительного перемещения плит. Землетрясения возникают в результате скалывания по трещинам. Кинематическая модель очага землетрясения исходит из представления о смещениях по разрыву в результате действия пары сил (рис. 3.9 и 3.10).

При разрыве в окружающей среде распространяются сейсмические продольные и поперечные волны. Первые вступления на сейсмостанциях принадлежат продольным волнам (Р), которые в зависимости от расстояния от эпицентра будут проходить с разным знаком, будучи направленными либо к очагу землетрясения, либо от него. Это отражает ориентировку напряжения в очагах землетрясений.

А

Б

В

Рис. 3.10. Схема решения фокальных механизмов землетрясений, по Л.П. Зоненшайну и Л.А.Савостину (1979): А – принципиальная схема дислокации в очаге землетрясений, стрелки показывают направление движений в очаге; Б – стереографические проекции типовых решений фокальных механизмов (а – сдвиг, б – надвиг, в – сброс); В – типовые примеры смещений в очагах землетрясений (а – сдвиг, б – надвиг, в – сброс)

При возникновении разрыва от очага землетрясения пойдут в разные стороны волны сжатия и волны растяжения. Непосредственно в самом очаге растяжение ориентировано по направлению простирания волн сжатия, а сжатие, напротив, по направлению волн растяжения.

Всего выделяется четыре области: две сжатия и две растяжения, расположенные симметрично друг относительно друга. Они разделены плоскостью (1), по которой происходит разрыв, и перпендикулярно ей вспомогательной плоскостью (2). Эти плоскости называются нодальными.

По регистрации первых вступлений на сейсмостанциях можно оконтурить только сами четыре области или четыре квадрата, попарно соответствующих сжатию или растяжению, и, следовательно, определить положение в пространстве нодальных плоскостей. Но при этом не устанавливается, какая из нодальных плоскостей является плоскостью смещения, а какая – вспомогательной. Выбор главной плоскости смещения производится, главным образом, по геологическим материалам, исходя из приуроченности землетрясения к разрывам того или иного простирания.

Каждое сильнейшее землетрясение в Японии вызывает поднятие её тихоокеанского побережья на несколько метров. В период между землетрясениями дно Тихого океана продолжает пододвигаться под Японские острова до 10 сантиметров в год, увлекая за собой вниз и субконтинентальную кору островов. Когда деформация, вызванная этим волочением, достигает критической величины, на границе между субконтинентальной и океанической корой происходит проскальзывание, в результате чего кора островов рывком возвращается в прежнее положение, то есть поднимается, что сопровождается сильным землетрясением.

В случае землетрясений для возникновения сейсмических волн необходимо, чтобы разрыв произошел достаточно резко, следовательно, материал должен быть хрупким. В то же время, экспериментальные данные показывают, что при высоких температурах и давлениях породы теряют свою хрупкость и испытывают текучесть, а не дробление. Таким образом, остается загадкой, почему землетрясения возникают на больших глубинах, где мантия горячая и находится под большим давлением. Вместе с тем известно, что при низких температурах породы обычно сохраняют свою хрупкость даже в условиях высоких давлений. Следовательно, можно предположить, что вдоль сейсмофокальной зоны температура должна быть необычно низкой, но она не должна оставаться такой долго внутри горячей мантии. Пластина может оставаться холодной, если она постоянно снабжается новым холодным материалом в виде опускающейся литосферной плиты. Д. Мак-Кензи в 1996 г. рассчитал, что если холодная плита толщиной 70 – 100 км погружается в мантию со скоростью в несколько сантиметров в год, то средняя часть плиты может оставаться холодной до глубины 600 – 700 км, т.е. до уровня очагов самых глубоких землетрясений. Наоборот, над СОХ, где непрерывно поднимается горячий мантийный материал, возникают только мелкофокусные землетрясения, так как горные породы здесь оказываются пластичными (текучими) уже на небольших глубинах.