Структурная геология и тектоника плит Т.2

Tags: общая геология метеорология климатология историческая геология стратиграфия палеогеография геологические науки геология гидрогеология издательство мир тектоника литосфера

ISBN: 5-03-001513-2

Year: 1991

Similar

Гидрогеология СССР. Том XXI. Читинская область

Основы геологии

Гидрогеология СССР. Том XXVI. Северо-Восток СССР

Гидрогеология СССР. Том XV. Башкирская АССР

Text

СТРУИТ У Р Н А Я
ГЕОЛОГИЯ И
ТЕКТОНИКА
ПЛИТ
Линейность — Сфенохазм
ИЗДАТЕЛЬСТВО <МИР>
ENCYCLOPEDIA OF EARTH SCIENCES, VOLUME X
The
ENCYCLOPEDIA
of
STRUCTURAL GEOLOGY
AND PI ATE TECTONICS
EDITED BY
Carl K. Seyfert
State University College at Buffalo
VAN NOSTRAND REINHOLD COMPANY
New York
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ
И ТЕКТОНИКА ПЛИТ
В трех томах
Под редакцией К. Сейферта
Том 2
Линейность—сфенохазм
Перевод с английского
А. А. Калинникова
и канд. физ.-мат. наук В. Л. Панькова
под редакцией
д-ра геол.-мин. наук А. Ф. Грачева
МОСКВА «МИР» 1991
ББК 26.3
С87
УДК 551 243
С87 Структурная геология и тектоника плит: В 3-х томах:
Т. 2. Пер. с англ./Под ред. К. Сейферта.-М.: Мир, 1991.-
376 с., ил.
ISBN 5-03-001513-2
Квита, написанная известными геологами США, Великобритании, Канады и
Австралии, впервые дает полное и современное представление о разнообразных
аспектах и проблемах с;ру_турьой геологии и концепции тектоники плит, а также
о достижениях и методах исследований. Материал преподносится в 125 статьях по
относительно крупным обобщенным темам. Во 2-й том вошло более 50 статей,
посвященных мембранной тектонике, напряжениям внутри плит, океаническим жело-
бам и хребтам, орогеническим циклам, складкообразованию спредингу морского дна
и др. Указатели приводятся в 3-м томе.
Для геолоцзв широкого профиля, специалистов в области геотектоники, структур-
ной геологии, геодинамики и магматизма, преподавателей и студентов геологических
вузов.
1804030000-030
С----------------83-91
041(01)-91
ББК 26.3
Редакция литературы по геологии и геофизике
ISBN 5-03-001513-2 (русск.)
ISBN 5-03-001511-6
ISBN 0-442-28125-0 (англ.)
© 1987 by Van Nostrand Reinhold Company Inc.
© перевод на русский язык, Калачников А. А.
и Паньков В. Л., 1991
ЛАВОВЫЕ КАСКАДЫ -
см. МОНОКЛИНАЛЬ
ЛЕДЯНЫЕ КЛИНЬЯ-
см. КРИОТУРБАЦИЯ
ЛЕЖАЧЕЕ КРЫЛО-см. РАЗЛОМЫ
И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
Л ЕПТОГЕОСИНК ЛИН АЛЬ -
см. Г? ОСИНК ТИКАЛИ И ГЕОКЛИНАЛИ
ЛЕШАТЕЛЬЕРИТ-см. УДАРНЫЕ
ЭФФЕКТЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
И МИНЕРАЛАХ
ЧИНЕАМЕНТ. СВЯЗАННЫЙ
С РАЗЛОМАМИ -
см. СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
ЛИНЕЙНОСТЬ
Линейность в теле горных пород-лю-
бое множество проникающих линейных
текстур, имеющих хорошо выраженную
“реимугдествзнную ориентировку. Наибо-
лее извест а линейность, наблюдаемая в
обнажениях или образцах деформирован-
ных метаморфических пород, таких, как
кристаллический сланец и гнейс, но иногда
в магматических и осадочных породах мо-
жет быть первичная линейность, причем не
существует никаких ограничений абсолют-
ных размеров элементов породы, опреде-
ляющих линейную текстуру. Единственной
существенной чертой всякой линейности яв-
ляется то, что соответствующая линейная
текстура наблюдается в данном теле по-
роды с такой частотой и регулярностью,
что ее можно считать характерной особен-
ностью строения породы [7].
Типы линейности. Широко распростра-
ненные линейные текстуры метаморфичес-
ких пород, которыми мы здесь ограничим-
ся, разбиваются на четыре типа: 1) линей-
ность, определяемая пересечением рассло-
енное™ 1 напримео, линейность пересечения
слоистости и кливажа во многих слабо-
метаморфизованных метаосадках); 2) ли-
нейность, определяемая шарнирными ли-
ниями мелких складок (например, мелко-
волнистая линейность слюдяных сланцев и
филлитов); 3) линейность, обусловленная
расположением отдельных удлиненных зе-
рен или агрегатов зерен минералов или
таких удлиненных тел, как деформирован-
ные гальки или окаменелости; 4) линей-
ность муллион-структур, будинажа или
штриховки на зеркале скольжения. Отличи-
тельная черта линейности четвертого типа
состоит в том, что она обычно приурочена
к узким таблитчатым зонам (отдельным
слоям, зонам разломов), внутри которых
она проявлена достаточно обильно, чтобы
текстуру называть линейной. На рис. 1 схе-
матически показаны примеры линейности,
а фотографии различных типов линейных
текстур приведены в работах [1, 3, 9].
Линейность, определяемая пересечени-
ем расслоенности, особенно хорошо выра-
жена в смятых в складки тонкослоистых
породах с кливажем осевой плоскости.
В таких породах линейность ясно проявля-
ется на поверхностях кливажа в виде рель-
ефных цветных полос. Так же широко рас-
пространены линейности пересечения, опре-
це шемые расе лоенностью в осевой плос-
кости и более ранней сланцеватостью или
кливажем. Обычно такая линейность па-
раллельна небольшим или мелковолнис-
тым складкам с первичной расслоенностью,
так что с равным успехом ее можно отнести
к пинейн эсти второго типа.
линейность, определяемая шарнирны-
ми линиями небольших складок, в основ-
ном свойственна слабо- и среднеметамор-
6
ЛИНЕЙНОСТЬ
Рис. 1. Примеры линейности, а-линейность пе-
ресечения кливажа и слоистости; б-мелковол-
нистая линейность; в-брусчатовидная; г-мине-
ральная линейность, определяемая крупными
кристаллами актинолита. Длина каждого образ-
ца около 20 см.
физованным породам, обладающим вол-
нистым кливажем. Эта линейность наблю-
дается в виде тонкой мелкомасштабной
складчатости даже в том случае, когда
волнистый кливаж неразличим невоору-
женным глазом. ЛиЕгйтость данного типа
может развиваться по нескольким направ-
лениям в одной плоскости листоватости,
соответствующей нескольким направлени-
ям волнистого кливажа. Линейность, соз-
даваемая шарнирными линиями складок,
наблюдается в структурах значительно бо-
лее крупного масштаба. Маттауэр [4] при-
водит прекрасный пример подобной линей-
ности с соседними шарниры дми линиями,
отстоящими друг от друга на расстоянии
нескольких сантиметров.
Проявления линейности третьего типа
чрезвычайно изменчивы. Такая линейность
может опре геляться ориентировкой моно-
кристаллов удлиненных минералов, напри-
мер роговой обманки или кианита, а в
других породах та же линейность создается
вытянутыми агрегатами зерен, при этом
сами зерна могут быть удлиненными или
изометричными. Один из типов вытянутого
агрегата-минеральное заполнение тени дав-
ления или оперение, окаймляющее обычно
крупные зерна [3]. Другие типы образу-
ются при деформации примерно равно-
великих агрегатов или зерен монокристал-
лов, которые ориентируются после рекри-
сталлизации как множество мелких зерен.
Линейность, определяемая удлиненными
гальками и окаменелостями, может быть
разного типа, включая неравновеликие об-
разования, ориентированные со времени
своего зарождения, и объекты ч^инявшие
удлиненную форму исключительно благо-
даря деформации. оку словившей линейность.
Описанные здесь типы линейности очень
часто проявляются в комбинации друг с
другом. Один из известных гримеров дают
пелитовые породы, в которых наблю, [ается
комбинация линейности пересечения (опре-
деляемой, например, слоистостью и плас-
тинчатым кливажем) и непаралле.ъной
мелковолнистой линейности (связанной с
более поздним волнистым кливажем).
Большинство линейных текстур ассоци-
ируются с листоватостью, но эта связь не
является обязательной. Например, линей-
ность тре^ъег) типа, определяемая нерегу-
лярно удлиненными агрегатами полевого
шпата и(или) кварца, не связана с листо-
ватостью. Подобная линейность иллюстри-
руется в работе Хоббса и др. [3].
Кинематическое значение линейности, т. е.
ее связь с деформациями и смещениями
частиц пород, представлялось особенно про-
тиворечивым в период исследований с 1935
по 1960 г. Эту связь подробно рассмотрели
Клоос [1], Тернер и Вейсс [7].
Противоречивые взгляды на кинемати-
ческий смысл линейности частично об ьясня-
лись отсутствием ясного представления о
том, что главные оси деформаций в данной
точке массива пород могут не зависеть или
полностью отличаться от направлений сме-
щения этой точки относительно некоторого
другого массива пород (рис. 2). Не учиты-
вая лого фактора, многие геологи юлали
неправомерные выводы о смешении пород
относительно друг друга на основе ориен-
тировок линейных текстур. Часто делалось
неоправданное допущение о наличии не-
которой обязательной и простой связи меж-
ду линейностью (и осями складок) и глав-
ными направлениями к нсшых цеформа-
ЛИНЕЙНОСТЬ
7
Рис. 2 Двумерная диаграмма (вид в плане), по-
казывающая различие между направлениями
главных осей деформаций и Х3 в малой
окрестности точки Р тела (I) и направлением
мещения точки Р относительного другого тела
(77). Тела I и II могут представлять собой,
например, складчатый пояс и его форланд со-
ответственно. Направление й иногда называют
направлением тектонического переноса, но этот
же термин используется для направления Xj и
редко определяется точно.
ций или направлением прогрессивного прос-
того сдвига.
В конце 1950-х гг. с появлением деталь-
ного геометрического анализа деформиро-
ванных пород в естественной обстановке
были заложены основы интерпретации на-
блюдаемых линейностей. Становилось все
более ясным, что последовательные генера-
ции структур, несущих линейные элементы
строения, определенным образом наклады-
ваются друг на друга. Разработки в этом
направлении привели к более реалистич-
ным представлениям о геометрии линей-
ностей и особенно о воздействии повтор-
ной деформации на ориентировку линей-
ных текстур в связи с деформациями и
смещениями. Однако следует сказать, что
кинематические аспекты и механизмы об-
разования линейности еще далеки от пол-
ного объяснения.
Связь линейности с деформацией. Не-
которые линейные текстуры слабо или сов-
сем не связаны с главными осями конечных
деформаций, происходивших во время фор-
мирования линейности. В частности, это
относится к линейности пересечения слоис-
тости и кливажа и мелковолнистой линей-
ности, которые развиваются в течение вто-
рой фазы деформации. Причина указанной
слабой связи поясняется на рис. 3-ориен-
1ировка линейности зависит от положения
плоскости слоистости или более ранней
листоватости, оставшейся после первой фа-
зы деформации, но совершенно не зависит
от главных направлений деформаций во
время второй фазы деформационного про-
цесса.
При интерпретации деформаций более
важное значение могут иметь некоторые
другие типы линейности. Например, линей-
ность, определяемая удлиненными ооида-
Рис. 3. Образование линейности пересечения, не
параллельной главному направлению деформа-
ции. а-тело породы первоначально деформи-
руется; б-увеличенное изображение окрестности
нижней ближней вершины куба; в-то же тело
после вторичной деформации. Линейность Ц не
пара, дельна ни одному из главных направлений
вторичной деформации, параллельной оси ко-
ординат. S2—кливаж, возникший при вторичной
деформации.
8
ЛИНЕЙНОСТЬ
ми в известняке, обычно служит хорошим
индикатором направления наибольшей глав-
ной деформации при анализе результирую-
щей деформации вмещающей породы. Это
объясняется тем, что ооиды, как известно,
вырастают из вмещающей породы в виде
почти сферических образований и имею,
близкий к ней минералогический состав.
Если же линейность определяется вместо
ооидов гальками, то их наибольшая длина
все еще может приблизительно указывать
направление максимального главного уд-
линения массы пород в целом, но этот
критерий менее точен, особенно если галь-
ки заметно неизометричны и с самого на-
чала как-то ориентированы, а также если их
минералогический состав отличается от со-
става вмещающей породы.
Линейность третьего типа, ориентиров-
ка которой, согласно интерпретации, па-
раллельна направлению наибольшего глав-
ного конечного удлинения тела породы (на-
правлению A.J, иногда называют линей-
ностью растяжения. Этот полезный гене-
тический термин подразумевает определен-
ную связь линейности с состоянием конеч-
ной деформации. Многие виды линейности
минералов, вероятно, относятся к этому
типу, но заранее не следует делать подоб-
ного предположения.
Особенно разнообразные связи между
линейностью и конечными деформациями
возникают в тех случаях, когда деформация
протекает не соосно, т. е. включает измене-
ния направлений главных осей вдоль раз-
личных траекторий частиц [5]. В таких
случаях линейность может ориентировать-
ся наклонно ко всем главным направлени-
ям конечной деформации, даже если перво-
начально она была параллельна какой-
либо главной оси. В частности, это про-
исходит, когда ориентировка минералов
развивается параллельно направлению
во время начальных приращений прогрес-
сивной деформации и затем по некоторым
причинам поворачивается под углом к дан-
ным материальным линиям, будучи не спо-
собной следовать за ориентировкой на-
правления A.t при последующих добавочных
деформациях (аналогичный процесс для
сланцеватости рассматривает Уилльямз
[Ю]).
Связь линейности со смещениями. Боль-
шинство линейных текстур, имеющих ка-
кое-либо кинематическое значение, служат
индикаторами не смещений, а деформаций.
Однако в некоторых случаях линейность
используется в качестве показателя смеще-
ний. К ним относятся случаи, когда в про-
цессе деформации происходит разрыв (т.е.
некоторые первоначально близкие частицы
пород в результате деформации отходят
друг от друга), например при образовании
разломов, жил или определенных типов
теней давления. В таких условиях линейные
элементы вблизи разрыва могут контроли-
ровать смещения. Так, штриховка зеркала
скольжения образует линейность, парал-
лельную направлению относительного сме-
щения в плоскости зеркала скольжения.
Однако и в этом случае интерпретировать
линейность следует с некоторой осторож-
ностью, так как хорошо известно, что ви-
димые знаки штриховки могут отражать
лишь направление самых поздних добавоч-
ных деформаций.
Другой пример линейности, дающей ин-
формацию о смещениях, связан с волокнис-
тыми кристаллами, которые растут в порах
между относительно жесткими зернами и
другими фрагментами в виде заполнений
теней давления. Линейность определяется
здесь по волокнам кристаллов и форме
бахромчатых агрегатов, в которых она
обычно развивается. Этот тип линейности
чрезвычайно интересен и важен поскольку
волокна кристаллов, по-видимом;. отража-
ют всю историю деформаций (рис. 4) и
также позволяют найти результирующее
смещение [2].
Полевое описание линейности. В обнаже-
ниях деформированных метаморфических
пород обычно встречаются линейные струк-
туры разных типов и возрастов. Их можно
использовать для интерпретации с боль-
шой пользой, если тщательно определены
тип (или с гиль) каждой линейной текстуры
в соответствии с принятой классификацией,
а также их возраст и соответствующая
ориентировка. Многие геологи обозначают
линейности буквами Ll, L2, L3 и т.д., где
Li-линейность наибольшего возраста. В
случае секущих линейностей используют
более сложные, но полезные обозначения
ЛИНЕЙНОСТЬ
9
Рис. 4. Кристаллические волокна кальцита
(светлые) по соседству с деформированным ку-
бом пирита (серый) отражают историю смеще-
ний частиц матрикса а, Ъ, с относительно куба
пирита. До деформации частицы а, Ь, с занимали
положения о0, Ьо, с0. В зависимости от выбран-
ной модели роста кристаллических волокон
можно прийти к разным выводам о траекториях
движения частиц [2].
(например, -линейность, образованная
при пересечении листоватостей и S3).
Географическая ориентировка линей-
ности должна быть определена с помощью
направления и погружения (а не простира-
ния и падения).
Использование линейности при картиро-
вании складок. Линейность служит очень
ценным подспорьем при разработке гео-
метрии складчатых пород. Линейность ти-
па пересечений обычно почти параллельна
шарнирным линиям макроскопических скла-
док. В частности, это имеет место в случае,
когда одна из пересекающихся поверхнос-
тей представляет листоватость осевой плос-
кости, а другая-более раннюю литологи-
ческую слоистость. Так, например, из рис. 5
геолог, наблюдающий северо-западное про-
стирание линейности пересечения кливажа
и расслоенности, придет к выводу, что
макроскопической структурой является на-
клонная складка, погружающаяся на севе-
ро-запад. Следует помнить, однако, что в
зонах повторного складкообразования ли-
нейность типа Lj может быть выражена в
обнажениях, но определяющей структурой
в масштабе карты могут оказаться складки
другой ориентации, соответствующие, на-
пример, слабо развитому или незаметному
пересечению типа Lj.
Линейность, отличающаяся от типа пе-
ресечения листоватости осевой плоскости и
раннего расслоения, характеризуется все-
возможными ориентировками относитель-
но шарнирных линий складок, и отсюда
обычно нельзя получить надежных выво-
дов о геометрии складок. Однако парал-
лельное шарнирам складок расположение
весьма характерно для мелковолнистой ли-
нейности, будин, муллион-структур и брус-
чатовидных образований. В отличие от
брусчатовидности минеральные линейнос-
ти обычно ориентируются под разными
большими углами к шарнирным линиям,
включая угол 90°.
Рис. 5. Использование линейности при
картировании складок. Картина обна-
жения массивного кварцита (точки)
указывает на складки, но не говорит об
ориентации их шарнирных линий. Ли-
нейность пересечения слоистости и кли-
важа (стрелки) в редких обнажениях
филлита (светлые зоны) показывает,
что складки погружаются на северо-
запад, а не параллельно региональ-
ному простиранию северо-восток -
юго-запад.
Цифры на рисунке показывают паде-
ние и простирание кливажа.
10
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
Использование линейности в качестве
маркеров деформаций. После того как в
теле породы образовалась некоторая ли-
нейная текстура, она будет деформировать-
ся вместе с соответствующими ей плоскост-
ными элементами породы в последующих
эпизодах i формации. Геометрия дефор-
мированной линейности может в этом слу-
чае проливать некоторый свет на кинема-
тику более поздней деформации. Геометри-
ческие формы и интерпретации деформиро-
ванных линейностей описали Вейсс [8],
Рамзи [6], Тернер и Вейсс [7].
Уинтроп Д. Минс (Winthrop D.
Means, Dept, of Geological Sciences,
Earth Science 351, S.U.N.Y. at
Albany, 1400 Washington Avenue,
Albany, New York 12222).
ЛИТЕРАТУРА
1. Cloos E., 1946, Lineation, Geol. Soc. America
Mem. 18, 122 p.
2. Dumey D. W. and Ramsa J. G., 1973, Incremen-
tal strains measured by syntectonic crystal
growths, in K. A. DeJong and R. Scholten, eds.,
Gravity and Tectonics. New York: John Wiley
and Sons, 67-96.
3. Hobbs В. E., Means W. D. and Williams P. F.,
1976. An Outline of Structural geology. New
York: John Wiley and Sons, 571 p.
4. Mattauer M, 1973, Les Deformations des Mate
riaux de 1’Ecorce Terrestre. Paris. Herman, 93 p.
5. Means W I?, 1976, Stress and Strain. New York:
Springer-Verlag, 339 p.
6. Ramsay J. G 1960, The deformation of early
linear structures in areas of pereated folding.
Jour. Geology 68, 75-93.
7. Turner F. J. and Weiss L.E., 1963, Structural
Analysis of Metamorphic Tectonites. New York:
McGraw-Hill, 545 p.
8. Wfeiss L. E., 1959, Geometry of superposed fol-
ding, Geol. Soc. Amenc„ Bull. 70, 91-106.
9. Wfeiss L£„ 1972, The Minor Structures of De-
formed Rocks, Heidelberg: Springer-Verlag,
431 p.
10. Williams P.F., 1976, Relationships between axial
plane foliations and strain. Tectonophysics, 30,
181-186.
ЛИНДИ ПЕРЕГИБА-см. СКЛАДКИ
И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
Определение. Впервые термин листри-
ческая поверхность разлома использовал
Зюсс в 1909 г. [18]. Ссылаясь на геологи-
ческий разрез от Элуа до южного Леона в
угольном районе Бельгии и Франции, Зюсс
дал следующее определение: «поверхности
перемещения», наблюдаемые в разрезах ти-
па приведенного на рис. 1, «не являются...
сбросами; их происхождение не связано со
складчатостью, и они представляют собой
поверхности перемещения особого рода.
Мы назвали их лис грическими (или листро-
выми) поверхностями» (от греческого слова
listron-лопата, совок).
Согласно первоначальному определению
Зюсса, листрические поверхности-это от-
дельные лопатообразные плоскости разло-
мов в крупномасштабной тектонической
зоне. Их происхождение обусловлено тек-
тоническими процессами, но не связано со
складкообразованием. Со временем содер-
жание термина листрические поверхности
значительно расширилось. Во-первых, им
стали характеризовать крупные вторичные
разломы надвигов и взбросов Рейнско-Вест-
фальского угольного бассейна в ФРГ (на-
пример, надвиг 3j ган [7]). Определенные
принципы структурной петрологии, соглас-
но которым микротектоника отражает ма-
кротектонические явления, привели к гему,
что поверхности чашеобразных трещин
также стали называть лист ричес:: ил и и,
наконец, этим же термином теперь обозна-
чают даже линейность вдоль некоторой
непрерывной кривой. Обычно говорят о
листрических элементах строения породы.
В настоящее время все закономерно ис-
кривляющиеся разломы или трещины вне
связи с их происхождением относятся к
листрическим поверхностям.
Типы и проявление листрических поверх-
ностей. Могут быть выделены листрические
поверхности разных масштабов и типов.
На крупномасштабных геологических кар-
тах и разрезах отражают следующие их
типы:
лопатообразные разломы, подобные
тем, что описаны в типовом разрезе
Зюссом [18];
разломы с вторичным складкообра-
зованием-например, вышеупомянутый
взброс Зутан или хорошо известный
взброс Грайтери-Гренчбенберг в швей-
царских горах Юра
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
11
Рис. 1. Типичный разрез с листрическими поверхностями [18].
искривленные по циклоиде краевые
разломы, хорошо известные в детально
изученных рифтовых зонах Центральной
Европы;
непрерывно искривленные поверх-
ности плутонических и вулканических
тел, а также метаморфических пород;
определенные разломы в соляной
тектонике;
U-образные трещины, искривленные
пара тлеатЁно склонам структур специаль-
но исследованных в районах Норвегии
[9]. В пределах обнажений можно на-
блюдать:
сфериче ‘кис округлые поверхности
скольжения, связанные с оползанием скло-
нов;
системы листрических трещин в вы-
ступах контрфорсов, наблюдаемых в соля-
ных шахтах;
концентрическую трещиноватость, свя-
занную с ударами. В образцах породы
визуально можно выделять:
искривленные трещины, часто встре-
чающиеся в углистых осадках [12]; здесь
листрические трещины и их системы на-
ходятся в основном в крутопадающих
толщах и реже в пологопадающих слоях:
поверхности разрывов, обусловлен-
ных хрупким разрушением.
Форма (геометрия) листрических поверх-
ностей. Кривизна является неотъемлемой
чертой всех листрических поверхностей, но
она совершенно не обязательно должна
быть постоянной. Существуют следующие
геометрические формы листрических по-
верхностей.
1. Лиетрическая поверхность, прибли-
зительно подобная сферической оболочке
(рис. 2, а). Поперечные сечения плоскостя-
ми тц и л2> расположенными перпенди-
кулярно друг другу, образуют две пример-
но круговые дуги АВС и DBE. В данном
случае поверхность искривляется в двух
направлениях. В качестве примера сошлем-
ся на поверхности трещины от удара на
плоской стенке пещерной галереи.
2. Лиетрическая поверхность, подобная
части цилиндрической оболочки (рис. 2,6);
произвольная плоскость, перпендиклярная
оси цилиндра, лересекаег его поверхность
приблизительно по дуге окружности АВ
(постоянной кривизны). Примером являют-
ся лопатообразные разломы, описанные в
типовом разрезе Зюссом [18].
3. Лиетрическая поверхность-часть по-
верхности конуса (рис. 2, в); плоскость, пер-
пендикулярная оси конуса, в пересечении с
его поверхностью образует почти дугу
кружности АВ. Пример дают трещины на
стенках соляных выработок.
4. Лиетрическая поверхность с двойной
кривизной и дополнительными искажения-
ми (рис. 2, г); это-поверхность порядка вы-
ше второго. Примерами служат характер-
ные трещины в углистых осадках и поверх-
ности разрушения в испытаниях образцов
на кручение.
Способы представления данных по ли-
стрнческим поверхностям. Зюсс [18] и дру-
гие авторы, писавшие вслед за ним о листри-
ческих плоскостях, изображали их на кар-
тах и геологических разрезах в двух из-
мерениях. Этот обычный способ представ-
12
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
Рис. 2. Образование листрических поверхно-
стей.
ления, однако, дает ясную картину лини» в
исключительных случаях (рис. 2,6); здесь
дуга АВ, проходящая почти по окружности
в плоскости сечения л, определенно харак-
теризует листрическую поверхность. В от-
личие от указанного примера криволиней -
ная поверхность на рис. 2, б, являющаяся
частью поверхности конуса, не полностью
представляется дугой сечения АВ. Эта не-
определенность заставила в последние го-
ды вместо двумерного изображения листри-
ческих поверхностей обратиться к трехмер-
ному. Для этого используется полусфера с
соответствующей равноплощадной проек-
цией.
Если данные измерений с помощью од-
ного горного компаса вдоль отдельной
листрической поверхности перенести на
стереографическую сетку, то полюса изме-
ряемых плоскостей расположатся на кри-
вой, вид которой зависит от типа листри-
ческой поверхности. Точки полюсов опре-
деляют следующие конфигурации на то-
чечной диаграмме:
область с равной или примерно рав-
ной плотностью точек (рис. 3, а); геомет-
рический смысл-часть сферы или сфери-
ческий сегмент (рис. 2, а);
большой круг (рис. 3,6); геометри-
ческий смысл-цилиндрическая поверх-
ность (рис. 2,6);
малый круг (рис. 3,в); геометричес-
кий смысл-коническая поверхность
(рис. 2, в);
спиралеобразная линия (рис. 3,г);
геометрический смысл-деформированная
плоскость (рис. 2, г).
В распределении точек полюсов на диа-
грамме (рис. 3) наблюдается постепенный
геометрический переход от поверхности
с приблизительно одинаковой плотностью
точек через конфигурации большого и ма-
лого кругов к спиралевидной (винтовой)
линии. Эти размещения точек полюсов ма-
тематически описываются с помощью оси
зоны, ее радиуса и угла апертуры. Оси зон
больших и малых кругов-оси вращения, а
оси зон спиралей-винтовые линии.
Кирхмайер [10] утверждал, что в при-
роде встречаются не только листрические
поверхности, но и их системы. Полюса этих
систем на стереографической сетке распо-
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
13
Рис. 3. Представление листрических поверхно-
стей на стереографической сетке.
латаются так же, как полюса отдельной
листрической поверхности в соответствии с
конфигурациями рис. 3. На рис. 4 приведе-
ны два примера из наблюдений трещин в
углистых отложениях угленосного бассейна
ФРГ; система трещин, представленная на
Рис. 4. Два примера листрических систем, наб-
людаемых в угольном бассейне ФРГ и образую-
щих (а) коническую поверхность и (6) две спи-
ральные поверхности [10].
рис. 4, а, соответствует листрическим поверх-
ностям типа рис. 2,в и 3,в, а система из
рис. 4, б-поверхностям рис. 2, г и 3,г.
Кинематика. В результате исследований
кинематики листрических поверхностей бы-
ло найдено, что определение конкретных
направлений движения вдоль всевозмож-
ных листрических разломов оказывается
невозможным. Это не слишком удивитель-
но в случаях многих листрических разло-
мов. Первую кинематическую интерпрета-
цию листрических разломов описал Лах-
ман [13]: сразу же после образования скла-
док в слоистой толще определенные части
верхних крыльев складок начинают опол-
зать вниз; движение, распознаваемое как
опускание, комбинируется с процессом вра-
щения и полностью эквивалентно движе-
14
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
нию, наблюдаемому при оползании скло-
нов; процесс этого движения состоит из
одной фазы.
В отличие от описанной кинематической
картины развитие разломов типа надвига
Зутан является результатом многофазного
движения. После трансляционного переме-
щения (надвига) наступает процесс одно-
временных трансляции и вращения (склад-
кообразования поверхности надвига), при
которых надвиговая поверхность вторично
изгибается в форме ковша.
Листрические поверхности микротекто-
нической зоны развиваются иначе, чем ана-
логичные структуры макротектонической
зоны. Больсенкёттер [1] в процессе деталь-
ных геологических исследований в уголь-
ном бассейне ФРГ сделал замечательное
наблюдение, особенно важное в связи с
кинематической проблемой листрических
поверхностей.
Трещины на теле породы зарождаются
на первых стадиях образования висячего
крыла складок; их ориентировка создает
некоторую регулярную картину относитель-
но оси складчатости (плоскости ас, Ьс и
likO, согласно Зандеру [16], ср. рис. 5). Раз-
витие этих трещин вызывает механическую
анизотропию в теле пород, эффект которой
Рис. 5. Стереографическое представление тре-
щин в структуре антиклинали, /-трещины ска-
лывания; 2 трещины растяжения; 3-трещины
первого порядка; -/ трещины второго порядка.
приводит к использованию разрывающих-
ся трещин на плоскостях ас и Ьс как тра-
екторий движения при дальнейшем склад-
кообразовании, в результате чего вращение
создает беспорядочное расположение тре-
щин. В результате этого процесса перво-
начальный тип таких трещин, относящихся
к трещинам растяжения, становится неопре-
делимым; в течение остального процесса,
например, плоскости Ьс переходят в плос-
кости Ь01, приводя к криволинейным по-
верхностям и их системам.
В дополнение к изложенному Больсен-
кёттер [1] реконструировал процессы даль-
нейших образований криволинейных по-
верхностей. На развитой стадии складко-
образования, например, относительные дви-
жения происходят по плоскостям Ok 1 и ЬкО.
В этом случае возможно также развитие
некоторых плоскостей Ok 1 из сформировав-
шихся в предыдущей стадии складкообра-
зования плоскостей ас.
Кинетика. Вследствие исключительной
сложности геометрических форм листри-
ческих поверхностей их кинетический ана-
лиз сталкивается с еще большими труд-
ностями, чем достаточно сложный анализ
плоских трещин, и кинетические исследо-
вания листрических поверхностей находят-
ся пока на начальной стадии своего разви-
тия. Тем не менее для некоторых типов
этих поверхностей можно сделать по край-
ней мере качественные кинетические выво-
ды, обещающие успех дальнейшим иссле-
дованиям.
Зюсс [18], подчеркивая всегда большую
крутизну падения листрических поверхнос-
тей в их верхней части, считал, что форма
ковша образуется в результате меньшей
нагрузки на породы вблизи поверхности по
сравнению с глубоколежащими зонами.
Лахман [13] более ясно, чем Зюсс, указал
на силу тяжести как основную причи-
ну развития листрических поверхностей.
После того как Феллениус [3] показал, что
поверхности скольжения на склонах суши
имеют форму цилиндра, стало ясно, что
сила тяжести ответственна по крайней мере
за один из типов листрических поверх-
ностей. Киноу [8], наоборот, подчеркивал
решающую роль активных тектонических
сил, действующих внутри земной коры и
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
15
создающих другой тип листрических по-
верхностей криволинейные краевые разло-
мы, наблюдаемые в определенных рифто-
вых зонах в ФРГ. Его наблюдения отно-
сятся к частям земной коры, лежащим на
границе, образование которой связано с
। рением (горизонт сдвига). Сдвиговые на-
пряжения, достигающие максимального зна-
чения на горизонте сдвига, уменьшаются
на верхних этажах, в то время как растяги-
вающие напряжения будут соответственно
возрастать (рис. 6). Следовательно, на боль-
ших глубинах можно ожидать образование
плоскостей горизонтального скольжения, а
вблизи поверхности, наоборот, должны
создаваться крутопадающие сбросы.
Мюллер [14] дал другое, более реалис-
тичное объяснение происхождения разло-
мов. На основе теории давления пород [19]
можно рассчитать ковшеобразную форму
листрических разломов, если известно или
предполагается отношение прочностей по-
роды на растяжение и сжатие (с = проч-
ность на сжатие/прочность на растяжение).
И наоборот, по данной форме разлома
можно определить действовавшие напря-
жения или свойства материалов (рис. 7).
Хафнер [4] описал полные математи-
ческие решения для определенных систем
напряжений, создающих различные типы
граничных сил. Приведенные им примеры
включают суперпозиции горизонтального
сжатия с постоянными горизонтальным и
вертикальным градиентами, горизонталь-
ное сжатие с экспоненциальным убыванием
и синусоидальные вертикальные и сдвиго-
вые силы, действующие в подошве блока.
Исследование поверхностей разлома на ос-
нове исходных распределений напряжений
привело к двум системам листрических по-
верхностей.
Теперь становятся понятными причины
развития U-образных трещин макротекто-
нического размера, протягивающихся па-
раллельно поверхностям пород [9]. Эле-
мент объема внутри массива подвергается
трехосным напряжениям G\ > G2 > G3 (сжа-
тие считается положительным). Если этот
элемент в результате эрозии попадает на
видимую поверхность, то трехмерное на-
пряженное состояние сменяется двумер-
ным, так как наименьшее главное напряже-
ние G3 обращается в нуль. В течение этого
процесса часто достигается предел устой-
чивости материала пород, в результате чего
напряжение снимается путем образования
трещин; подобный процесс легко демон-
стрируется с помощью диаграммы напря-
жений Мора (рис. 8).
Однако существуют разные ответы на
вопрос: почему эти трещины ориентируют-
ся параллельно поверхности в данном
районе вместо того, чтобы наклоняться к
поверхности под углом а, как следовало
ожидать из диаграммы Мора? По нашему
мнению, развитие этих трещин параллель-
но поверхности можно прямо сравнить с
образованием структур в результате опре-
деленных горных ударов, создающих тре-
щины скалывания в краевых зонах и трещи-
ны растяжения в средних зонах (рис. 9).
Можно предположить, что вначале разви-
ваются трещины скалывания с определен-
ным (предписанным теоретически) накло-
ном к оси наибольшего главного напряже-
ния, и позже они удлиняются в направ-
лении к трещинам растяжения в результате
эффекта надреза. Если трещины скалыва-
ния не возникают слишком часто и не
останавливают где-либо развитие трещин
растяжения, то последние, ориентируясь
параллельно поверхности, распространя-
ются на большие расстояния.
Листрические поверхности микротекто-
нического размера, по всей вероятности,
образуются при процессах, отличающихся
от тех, что приводят к макротектоническим
поверхностям. Ясно, что чашеобразная фор-
ма многих трещин в масштабе образца
породы объясняется другими причинами,
такими, как локальные неоднородности
прочности материала или небольшие ва-
риации в направлении напряжений [20] или
их интенсивности. В подобных случаях боль-
шинство кольцеобразных трещин, разви-
ваясь, образуют как бы винтовую нарезку.
Используя геологические индикаторы де-
формаций, Кирхмайер и Мор [12] сделали
вывод, что ось винта, вероятно, располага-
ется по направлению максимальной дефор-
мации.
* Некоторые важные указания на проис-
хождение чашеобразных трещин дают ла-
бораторные эксперименты, хотя специаль-
16
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
Рис. 6. Поверхности скольжения, образующиеся под действием сдвиговых сил на подошве слоя и под
действием нормальных напряжений на боковых гранях блока коры при различных добавочных
нагрузках на верхней границе [8].
Рис. 7. Графическое построение криволинейной поверхности разлома по параболической огибающей
кругов Мора при допущении постоянного горизонтального напряжения, не зависящего от глубины
[14].
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
17
Рис. 8. Упрощенная диаграмма напряжений, от-
ражающая их перераспределение в результате
>ризии а3 -»а’ = 0.
пых экспериментов, предназначенных для
исследования природы этих трещин, не ста-
вилось. Надаи [15] получил две пересекаю-
щиеся системы спиральных ципиндричес
ких поверхностей в испытаниях на сжатие
парафина и мрамора. Хандин и др. [5]
испытали на крученгс до 100° юлский мра-
мор при давлении 2750 кфунт/см2; они об-
наружили так называемые спиральные тре-
щины растяжения. Таким образом, по-
видимому. аащ чжения, вызывающие кру-
чение, играют более важную роль в гео-
л< гических процессах, чем обычно считают.
Рис. 9. Образование структуры в результате
горного удара.
Чемберлен и Шепард [2] отметили, что
в некоторых модельных -кспериментах по
геологическим структурам сыпучий песок
образовывал обратные сбросы с углом па-
дения в пределах от 20 до 35°. Модельные
эксперименты Хабберта [6] с сыпучим пес-
ком также показали образование структур,
сходных с криволинейными разломами.
Санфорд [17] подвергал испытаниям на
простые смещения различные модельные
материалы. В одном из его опытов создава-
лась пара серий разломов, падающих на-
встречу друг друг,-одна из серий разломов
зарождалась у подошвы слоя по вертикали,
выше искривлялась и пересекала верхнюю
поверхность слоя под очень небольшими
узлами, другая серия падала в направлении
к выпуклой стороне первой серии. Матема-
тические расчеты аналогичных моделей на
основе теории упругости хорошо согласу-
ются с результатами лабораторного мо-
делирования.
Краткое описание листрических поверх-
ностей, приведенное в настоящей статье, не
содержит их полного анализа, а наши пред-
ставления, особенно касающиеся их кине-
матики и кинетики, остаются неудовлетво-
рительными. Дальнейшие исследования ли-
стрических поверхностей, несомненно, очень
важны для разработки нерешенных про-
блем тектоники
Л. Мюл..ер (L. Muller-Salzburg, Rock
Mechanics Group, Institute of Soil
Mechanics and Rock Mechanics, Univer-
sity of Karlsruke, Kaiserstrasse 12,
Richard Willstatter-Allee Postfach 6380
West Germany); X. Ф. Бок 'H. F. Bock,
James Cook University, Queensland
4811, Australia).
ЛИТЕРАТУРА
1. Boisenk^tter H., 1955, Micro-tectonic investiga-
tions on joints in bituminous coal seams
(Feintektonische Untersuchungen an Schlechten
and Kliiften in Steinkohlenflozen des Ruhrgebie-
tes), Geol. Rundschau 44, 3-472.
2. Chamberlin R. T. and Shepard F. P„ 1923, Some
experiments in folding, Jour. Geology 31,
490-512.
3. Fellenius W., 1919, Utredning be.rafiande Kajbyg-
gnader for Trondhjems hamn, Tekn. Tidskr.,
1-19.
2
18
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
4. Hafner W, 1951, Stress distributions and faulting,
Geol. Soc. America Bull. 62, 373-398.
5. Handin J., Higgs B.V. and O’Brien J. K.. 1960,
Torsion of Yule Marble under confining pressu-
re, in D. Griggs and J. Handin, eds., Rock
Deformation. Boulder, Colo., Geological Society
of America (Mem. 79), 245-274.
6. Hubbert M. K„ 1951, Mechanical basis for certa-
in familiar geologic structures, Geol. Soc. Ameri-
ca Bull. 62, 355-3721.
7. Kettner R.. 1958, General Geology 1. Berlin:
Wissenschaften.
8. Kienow S., 1933, The relation between stress and
strain in tectonic processes (Der Zusammenhang
zwischen Spannung und Verformung bei tek-
tonischen Vorgangen), Z. Geophysik 9, 204-229.
9. Kieslinger A.. 1960, Residal stress and relaxation
in rocks, Intern. Geol. Congr., XXI Sess.,
Norden, XVIII, Berlingske, Copenhagen.
10. Kirchmayer M., 1963, Spiral paths in hemisphere
diagrams in tectonic investigations due to joints
(Spiralenbahnen in Lagekugeldiagrammen bei
kluft-tektonischen Untersuchungen), Neues Jahrb.
Geologie u. Palaontologie Monatsh. 1963,
67-76.
11. Kirchmayer M., 1968, Beispiele zum Curie’schen
Symmetriekonzept, entnommen a us der Kluft
und Schkechtentektonik des Ruhrgebietes und
aus der Sedimentologie, Geol. Mitt. 6, 28-42.
12. Kirchmayer M. and Mohr K., 1963, On the
terminology of curviplanar and curvilinear fabric
elements (Zur Terminologies krummflachiger
und krummlirtiger Gefiigeelemente), Berg.-u.
Huttenm. Monatsch. 10, 369-394.
13. Lachmann R., 1910, Overthrusts and listric pla-
nes in Westphalian carbonaceous (Uberschie-
bungen und listrische Flachen im westfalischen
Karbon), Gluckauf 6, 203-207.
14. Muller L. 1960, Geomechanics in the practice of
engineering and mining (Die Geomechanik in
der Praxis des Ingenieurund Bergbaues), Geol.
Bauwesen 25, 203-213.
15. Nadai A., 1931, Plasticity. New York: McGraw-
Hill, 348 p.
16. Sander B.. 1948, Introduction to the Science of
Fabrics. Part I (Einfiihrung in die Gefiigekunde
geologischer Korper, 1. Teil). Wien and Inns-
bruck: Springer, 215 p.
17. Sanford A.R., 1959, Analytical and experimental
study of simple geologic structures, Geol. Soc.
America Bull. 70, 19-52.
18. Suess E., 1909, The Face of the Earth (Das
Antlitz der Erde). III/2, Wien: Tempsky and
Freytag. English trans.: Oxford: Clarendon
Press, 673 p.
19. Torre C„ 1951, Calculation of pressure in rock
(Berechnung des Gebirgsdruckes im Fels), Geol.
Bauwesen 18, 83-95.
20. Wallace R.E., 1951, Geometry of shearing stress
and relation to faulting, Jour. Geology 59,
118-130.
ЛИСТРИЧЕСКИЕ РАЗЛОМЫ-
см. ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ЭЛЕМЕНТЫ СТРОЕНИЯ -
см. ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
ЛИТОСТАТИЧЕСКОЕ ДАВЛЕНИЕ-
см. РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
ЛИТОСФЕРА-см. МЕМБРАННАЯ
ТЕКТОНИКА
ЛИЦЕВАЯ ПОВЕРХНОСТЬ-
см. СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
ЛОГАРИФМИЧЕСКИЕ ЗАКОНЫ
ПОЛЗУЧЕСТИ см. РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
ЛОЖНЫЙ КЛИВАЖ см. ТРЕЩИНЫ
И РАЗРЫВЫ
ЛУЧИСТЫЕ ТРЕЩИНЫ см. ТРЕЩИНЫ
И РАЗРЫВЫ
МАКСИМАЛЬНЫЕ ГЛАВНЫЕ
II ЧПРЯЖЕНИЯ-см. НАПРЯЖЕНИЯ
МАНТИЙНЫЕ ПЛ ЮМЫ
И ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ
Мантийные плюмы (или просто плюмы)
представляют собой сравнительно узкие
колонны разогретого вещества, поднимаю-
щиеся из глубоких слоев мантии [54]. Плю-
мы, скорее всего, зарождаются на глубине
нс менее 700 км [13]. По некоторым оцен-
кам диаметр их составляет от 100 до
240 км, а скорость подъема 2 м/год [19,
25]. Плюмы порождают купола диаметром
до 1000 км, центральные участки которых
возвышаются на 1 -2 км над окружающей
местностью [19].
Горячие точки определяются здесь как
участки земной поверхности с необычно
высокой вулканической активностью в на-
сюящее время или проявлявшейся в прош-
юм. Иногда под горячей точкой понимают
участок внутри мантии, температура ко-
юрого выше средней температуры на этой
t пубине. Есть и такие геологи, которые
используют термины горячая точка и плюм
как синонимы. В рамках данного мною
определения горячей точки ее существова-
ние устанавливается непосредственно из на-
блюдений за вулканической активностью
рассматриваемой области, тогда как вывод
о существовании плюмов- результат интер-
претации и прямое их наблюдение недо-
ciynHO.
Плюмы встречаются как внутри плит,
ик и на дивергентных границах между
плитами. Примером внутриплитного рас-
положения в океанической области служит
плюм под островом Гавайи. Плюм этого
1ипа порождает внутриплитную горячую
ючку, или горячую точку гавайского типа
| IX]. Примером плюма, расположенного
на дивергентной границе плит, является
плюм под Исландией. Плюмы такого типа
порождают срединно-океанические горячие
точки или горячие точки исландского типа
(рис. 1 и 2) [48].
Почему поднимаются плюмы. Плюмы
поднимаются из глубоких слоев мантии,
так как их вещество легче окружающих
пород, а вязкость этих пород достаточно
мала, чтобы в мантии стал возможным
режим течения. Они ведут себя как пласти-
ческое твердое тело (возможно, частично
расплавленное) и поднимаются подобно со-
ляным диапирам [26]. Вязкость вещества
мантии в плюмах порядка 1019 пуаз [47].
Поднимаясь, вещество плюма подвергается
внутренним деформациям, что порождает
очень характерную структуру. Для ксено-
литов мантии в вулканических породах,
излившихся в горячих точках, типична де-
формационная структура, которая вызвана
пластическим течением при подъеме ман-
тийного диапира (плюма) [4].
Уменьшение давления в веществе плю-
ма приводит к росту содержания в нем
расплава, что в еще большей степени спо-
собствует подъему плюма. Этим же объяс-
няется повышенная вулканическая актив-
ность в районах горячих точек, в основе
которой лежит механизм дифференциации
вещества плюма: более легкая расплавлен-
ная фаза отделяется от твердого остатка.
Асейсмичные хребты. Асейсмичный хре-
бет (известный также как след плюма) пред-
ставляет собой прямолинейную цепь вулка-
нических островов, гайотов и(или) подвод-
ных поднятий. От островных дуг такие
хребты отличаются тем, что имеют не ду-
гообразную форму: острова, гайоты и под-
водные поднятия в них расположены при-
мерно по прямой линии. На самом деле
они располагаются вдоль малых кругов с
центром в полюсе спрединга, но радиусы
20
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
Рис. 1. Карта гравитационных аномалий в свободном воздухе (съемки со спутников;. На карте
показаны положения срединно-океанических хребтов и расположенных на них горячих точек
(плюмов) Рядом с каждой горячей точкой приведена величина ее превышения в сотнях метров над
уровнем, соответствующим глубине 2.9 км. Крестами отмечены точки максимального пониже шя
гребня хребта между двумя горячими точками.
их настолько велики, что они имеют вид
прямых линий (рис. 3).
Асейсмичные хребты образуются при
движении плиты над изломом. Плюм, рас-
положенный внутри плиты (например, под
островом Гавайи), поро.кдает отходящий
от него единственный асейсмичный хребет,
примером которого является Гавайсхо-
Императорская цепь подводных гор (рис. 4).
Плюм. расположенный под срединно-
океаническим хребтом, порождает два или
три отходящих от неге_ейсмичных хребта
(рис. 5). Хорошим примером такой ситуа-
ции служит Исландия. От нее отходят ши-
рокий асейсмичный хребет северо-западно-
го простирания в сторону Гренландии и
второй тоже широкий асейсмичный хребет
юго-западного простирания в сторону Шет-
ландских островов (к северо-востоку от
Шотландии). Плюм, приуроченный к сочле-
нению трех срединно-океанических хребтов,
может быть родоначальником трех отходя-
щих от него асейсмичных хребтов (рис. 5, б).
Плюмы первого и второго порядка. Изу-
чение пр кл ираний кон гингнз альных окра-
ин (изобата 2000 м) в Атлантическом, Ин-
дийском и Северном Ледовитом океанах,
Мексиканском заливе и Карибском море
показало, что изменения их среднего на-
правления можно разделить на сильные и
слабые. Сильные изменения направлений в
среднем составляют около 6 Г, и именно к
ним приурочены плюмы первого порядка
(рис. 6). Расстояние между изломами перво-
го порядка колеблются от 450 до 2200 км и
в среднем составляет около 1700 км. Как
1'ис. 2. Зависимость скорости спрединга от глу-
бины поверхности горячих точек срединно-^к па-
нических хребтов. Кривые А, В и С рассчитаны
сорстичсски. На графике представлены следую-
щие горячие точки: /-Исландия; 2-Афар;
< Крозе; 4 - Азорские острова; 5 - Буве: 6-Трис-
1ин-да-Кунья; 7-Хуан-де-Фука; 8-Галапагос;
V остров Амстердам; 70-Беллени; 11- остров
Пиехи [48].
Теоретическая величина оломалии в свободном воздухе, мГал
1*ис. 3. Траектории горячих точек, построенные вращением Тихоокеанской плиты вокруг фиксиро-
ванных положений четырех горячих точек [25]
22
МАНТИЙНЫЕ ППЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
Рис. 4. Карта северного участка Тихого океана, показывающая положение Гавайско-Императорской
цепи подводных гор Кружками указаны результаты радиометрических определений возраста
вулканических пород в цепи вулканических центров [12].
правило, здесь располагаются хорошо раз-
витые асейсмичные хребты, соединяющие
современное положение плюма (обычно на
срединно-океаническом хребте) с гем мес-
том на континентальной окраине, где он
зарождался. Многие, если не все, плюмы
первого порядка на начальной стадии свое-
го развития были связаны с авлакогенами,
которые пересекают континентальную окра-
ину в месте зарождения плюма (рис. 6).
Слабые изменения в ориентировке кон-
тинентальной окраины составляют в сред-
нем около 29°, и к ним приурочены плюмы
второго порядка. Обычно между каждой
парой плюмов первого порядка имеется
два-три плюма второго порядка, располо-
женных в среднем на расстоянии 565 км
друг от друга. Большинство плюмов вто-
рого порядка также имеют асейсмичные
хребты (следы плюма), связывающие их
современное положение (на срединно-океа-
ническом хребте) с местом зарождения
плюма на континентальной окраине. Одна-
ко они менее развиты, чем асейсмичные
хребты плюмов второго порядка. Авлако-
генов, связанных с плюмами этого типа, не
обнаружено, однако нельзя исключить ве-
роятность того, что связанные с ними не-
большие авлакогены погребены под толща-
ми прибрежных равнинных отложений на
континентальных окраинах расширяющих-
ся океанов.
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ
23
1^2 ПЯз Г 1^,5
Рис. 5. Схематическая иллюстрация р-^зделечия
суперконтинента на пять континентов. Обратите
внимание, что тройные сочленения (трех средин-
но-океанических хребтов) являются необходи-
мым условием разделения континента более чем
на два фрагмента. Если же в этих тройных
^(членениях существуют плюмы, каждый такой
ином порождает три асейсмичных хребта (следа
плюма), радиально расходящихся от него, а сами
плюмы удаляются по радиальным направлениям
or центрального континента. 1—контуры буду-
щеп разделения континентов; 2-срединно-океа-
нический хребет; 5-след плюма; 4-плюм;
континент.
Когда начинается разделение двух кон-
тинентов, срединно-океанические хребты
между ними, предположительно, параллель-
ны континентальным окраинам, а значит,
хребты, как и окраины, пересекаются меж-
ду собой под углами 61 и 29°. Однако в
процессе расхождения континентов отдель-
ные cerv енты хребтов меняют свою ориен-
тацию и смещаются серией трансформных
разломов, нормальных к простиранию хреб-
тов (рис. 7).
Альтернативные гипотезы. Не все геоло-
ги принимают идею мантийных плюмов.
Существование горячих точек объясняют
действием термических напряжений, возни-
кающих при остывании литосферы, или
мембранных напряжений, связанных с из-
менениями радиуса кривизны плит [4], ни-
сходящей конвекцией за счет опускания вы-
сокоплотной компоненты мантии, остаю-
щейся после вулканической деятельности
[39], наличием крупных ослабленных зон,
таких как зоны разрывных нарушений или
ранее существовавших разломов, близ кон-
тинентальных окраин [42]. Однако в на-
стоящее время большинство геологов уве-
рены в том, что почти все горячие точки
прямо или косвенно обязаны своим проис-
хождением подъему плюмов мантийного
вещества.
Происхождение плюмов первого порядка.
Среди гипотез, объясняющих происхожде-
ние мантийных плюмов, отметим гипотезы
избыточного разогрева за счет концентра-
ции теплогенерирующих элементов в ман-
тии, удара крупного метеорита и пов гор-
ной активизации восходящего потока ве-
щества мантии на месте ранее существо-
вавшего плюма.
Концентрация теплогенерирующих эле-
ментов. Ранкорн [30] полагает, что плюмы
зарождаются в так называемых химических
карманах на границе ядро-мантия. Бэкон
(личное сообщение) предположил, что плю-
мы движутся вверх, проплавляя литосферу
снизу. Это может иметь место, если в ман-
тии существует бочее или менее точечный
источник тепла, образующийся за счет кон-
центрации теплогенерирующих элементов
(таких, как уран, торий и калий). Однако
очень трудно представить себе механизм
такой концентрации, тем более что мантия
24
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
Рис. 6. Схематическая картина, ил-
люстрирующая развитие плюмов пер-
вого и второго порядка, связанных со
срединно-океаническими хребтами, ав-
лакогенами и трансформными разло-
мами. Ранее существовавшие разломы
имеют следующие простирания: (1)-
меридиональное; (2) СВ 30°; (З)-СВ
50°; (4)-широтное; (5)-СЗ 300°; (6) -
СЗ 330°. 1 -плюм первого порядка;
2-плюм второго порядка; 3-спредин-
говый хребет; 4-трансформный раз-
лом; 5- древний разлом.
обеднена этими элементами. Скорость ге-
нерации тепла в дуните, имеющем при-
близительно тот ке состав, что и мантия
Земли, в 400 раз меньше, чем в граните
[45]. Остается непонятным, каким образом
при столь малом содержании теплогене-
рирующих элементов они могут сосредо-
точиться до концентраций, требующихся
для зарождения пломов.
Удары метеоритов. Из-за сверхадиаба-
тического градиента температур внутри
Земли сильно разсгретое вещество ее недр
всегда имеет тенденцию к подъему, которо-
му, однако, почти всюду на Земле (за ис-
ключением плюмсв и срединно-океаничес-
ких хребтов) претятствует сравнительно
мощная литосфера. Таким образом, Земля
находится в неустойчивом состоянии (см.
Конвекция и движение плит), и, возможно.
для того чтобы началась конвекция, до-
статочно действия некоего спускового ме-
ханизма. Роль такого механизма могло бы
сыграть падение метеорита (небольшого
астероида) [38]. Грин [17] предположил,
что столкновения Земли с крупными метео-
ритами в архее могли порождать восходя-
щие диапиры, при плавлении или частич-
ном плавлении которых образовывались
коматииты или коматиитовые базальты.
Такой диапир по существу не отличается от
плюма, и если он существует миллионы
лет, то вполне может стать таким же, как
современный плюм.
Есть данные, указывающие, что некото-
рые плюмы возникли в результате ударов
метеоритов. Морган [25] сделал предпо-
ложение, что образование плюмов, воз-
можно, послужило причиной раскола кон-
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
25
Рис. 7. Схематические карты, иллюстрирующие ранние стадии цикла Уилсона, а-континентальная
кора начинает раскалываться вдоль рифтов, сочленяющихся в горячих точках; б-океан на развитой
стадии своего раскрытия [15].
тинентов; при этом следует иметь в виду,
что прослеживается определенная времен-
ная связь между увеличением числа столк-
новений с крупными метеоритами и на-
чальными фазами разделений континентов
(табл. 1 и 2) [37, 38, 6]. Примерно 205 млн.
лет назад произошло пять падений круп-
ных метеоритов (табл. 2), об одном из ко-
торых свидетельствует древний кратер Ма-
никуаган диаметром около 65 км. Соглас-
но радиометрическим датировкам импакт-
ных расплавов, этот кратер образовался в
позднем триасе 202-210 млн. лет назад
[38]. Именно к этому времени относятся
начало сбросообразования и заполнение
бассейнов в ряде авлакогенов (в том числе
бассейнов Ньюарк, Коннектикут-Валли и
Геттисберг), которые, как полагают, об-
разовались в то время, когда впервые меж-
ду Северной Америкой и Гондваной уста-
новился режим растяжения и они начали
разделяться [38]. Ни один из известных
метеоритных ударов в позднем триасе не
породил плюма, но если плюмы, порождае-
мые ударами метеоритов, приводят к рас-
колу континента, соответствующие крате-
ры обычно разрушаются эрозией или по-
гребены отложениями прибрежных равнин.
Отделение Северной Америки и Евразии от
Гондваны, возможно, было инициировано
падением крупного метеорита вблизи Ба-
гамских островов в Северной Америке и
Гвинеи в Африке. Этот удар мог вызвать
образование плюма в месте падения и при-
вести к возникновению докембрийских плю-
мов, связанных с более ранним циклом
Уилсона. Образование этих плюмов послу-
жило причиной начала отделения Северной
Америки и Евразии от Гондваны.
Отделение Гренландии от Евразии на-
чалось около 65 млн. лет назад [38] и
могло быть вызвано падением крупного
метеорита в районе, который ныне пред-
ставляет собой континентальные окраины
Европы и Гренландии [36]. Судя по вре-
мени падения, нельзя исключить вероят-
26
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
Таблица 1. Датировки начальных фаз разделения континентов
Время Начало отделения Начало вращения
Поздний триас карнийский век (около 202 млн. лет назад) Поздний триас кимеридж (около 140 млн. лет назад) Северной Америки и Евразии от . Гондваны Африки от Южной Америки Антарктиды и Австралии от Индии Мадагаскара от Африки Гренландии от Северной Америки Испании и Португалии от Европы Аляски от Северной Канады Индии от Африки
• Граница мела и палеогена (около 65 млн лет назад) Конец палеоцена (около 54 млн. лет назад) Средний миоцен (около 15 млн. лет назад) Австралии и Антарктиды от Африки Гренландии от Европы Австралии от Антарктиды Аравии от Африки Полуострова Калифорния от Мек- сики Сардинии и Корсики от Европы
ность того, что это тот же метеорит, кото-
рый привел к образованию обогащенного
иридием слоя на границе мела и третичного
периода [2]. Возможно, что плюм, находя-
щийся ныне под Исландией, явился резуль-
татом этого события [35].
С большой степенью вероятности мож-
но утверждать, что плюмы, порождаемые
столкновением с метеоритом, образуются в
районе его падения. Однако данные по
Марсу показывают, что удары крупных
метеоритов порождают плюмы не только
там, где они упали, но и на диаметрально
противоположном участке планеты [36].
Нельзя исключить такую возможность и
для Земли.
К факторам, которые могут влиять на
образование плюмов в результате столкно-
вения с метеоритом, относятся: упругая
отдача, происходящая более или менее не-
посредственно после падения, изостатичес-
кая компенсация, реализующаяся в течение
нескольких десятков тысяч лет после паде-
ния, фазовые превращения, связанные со
сбросом давления после образования кра-
тера, и вызванное ударом растрескивание.
В земных кратерах с диаметром 10—
100 км обычно имеется центральная горка,
по-видимому вызванная упругой отдачей
вещества коры и мантии после падения
крупного метеорита. Такая отдача может
инициировать восходящее перемещение ве-
щества плюма.
Для мантии постулируется целый ряд
фазовых переходов [18]. Образование круп-
ного кратера приводит к понижению давле-
ния в мантии, что может стать причиной
перехода каких-то ее компонентов из более
плотной в менее плотную фазу и тем са-
мым вызвать восходящий поток вещества
мантии, который и станет плюмом.
Падение крупного метеорита вызывает
интенсивное растрескивание коры, а воз-
можно, и верхней мантии. Не исключено,
что эта ослабленная зона служит проводни-
ком, по которому вещество горячей мантии
достигает приповерхностных слоев, также
способствуя становлению плюма.
Активизация ранее существовавших плю-
мов. Мантийный плюм может возникнуть
на месте существовавшего ранее плюма.
Пересечение авлакогенов, существовавших
1,15 млрд, лет назад в центральной части
Северной Америки, свидетельствует о том,
что в северной Луизиане в то время рас-
полагался плюм (см. Платформенные бас-
сейны, купола и своды, рис. 8). Он образо-
вался, вероятно, в начальную фазу разделе-
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
27
Таблица 2. Импактные эпохи и связанные с ними кратеры
Эпоха Структура Возраст, млн. лет Диаметр, км
2,5-0 Кратер Барринджер 0,01 0,04 1,2
Ситлменкат 0,02 12,4
Кратер Лонар 0,05 1,8
Кофельс 0,01-0,10 5
Земля Уилкса 0,69 240
Ашанти 1 ±0,2 10,5
Талемзайн 1 1,8
Претория-Со лт-Пэн 1 1,1
Нью-Квебек 2±1 3
Тенумер 2,5 ± 0,5 1,8
- 15 Рис 14,8 22
Штайнхайм 15,1 3,5
Хотон 15(?) 17
-40 Мистастин-Лейк 35 40 20
Уонапитей-Лейк 37 ± 10
Попигай 40 45 100
Эльгытхын 40 25
-50 Кара 57 50
-65 Каменск 65 25
Гусев 65 3
Карск 60 ± 5 60
Событие мелового третич-
него времени 65 175(?)
-75 Болтышск 70(?) 25
Минск 70 (?)
Игл-Бьютт 74-78 10
Дюма 74 78 2
- 100 Миен 92 ±6 6
Стин-Ривер 95 ± 7 13,5
- 140 Госсиз-Блаф 130 ±6 50
Болыч 140(?) 25
Диско-Айленд 147(?) 140
- 160 Рошешар 154-173 15
- 180 Пучеж -Катуньск 183 ± 3 80
-202 Маникуаган 202-210 65
Сент-М артин-Л ейк 225 ±40 24
Ред-У инг-Крик Триас(?) 8
Хартни Триас(?) 7
Вьюфилд Триас(?) 2
ния Евразии и Гондваны примерно в то же
время [38]. Реконструкция континентов,
считавших Пангею в самом конце палеозоя
и в рацнем мезозое, показывает, что до
разделения континентов полуостров Юка-
тан, Мексика, примыкал к Луизиане [38].
Когда в раннем мезозое Гондвана начала
отделяться от Северной Америки, большая
часть Мексики стала удаляться от Север-
ной Америки путем вращения вокруг оси,
расположенной на юге Мексики (Сейферт,
рукопись). В простирании континентальной
окраины, образовавшейся в результате это-
го вращения, имеется сильный изгиб в се-
верной части Луизианы. Так как плюмы
обычно встречаются там, где происходит
резкий изгиб континентальной окраины [7],
можно сделать предположение о существо-
вании плюма в этом месте. Берк и Дьюи
полагают, что в мезозое плюм находился
28
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
близ Джэксона, шт. Миссисипи, когда
Гондвана начала отделяться от Северной
Америки. Это все тот же плюм на севере
Луизианы, только расположенный несколь-
ко западнее Джэксона. Плюм, датируемый
возрастом 1,15 млрд, лет, находится прак-
тически в том же месте, что и плюм ран-
немезозойского возраста, и именно поэто-
му я предполагаю, что мезозойский плюм
образовался за счет активизации мантии на
месте ранее существовавшего плюма.
Второй пример активизации на месте
более древнего плюма связан с двумя плю-
мами, возникшими юго-восточнее Нью-
Йорка. Когда Гондвана начала отделяться
от Северной Америки 1,15 млрд, лет назад,
близ Нью-Йорка образовался резкий изгиб
континентальной окраины (см. Платфор-
менные бассейны, купола и своды, рис. 1), в
связи с чем можно предположить, что в то
время здесь существовал плюм. Здесь же
действовал плюм в мезозое, когда Гондва-
на начала отделяться от Северной Амери-
ки; Берк и Дьюи [7] называют этот район
четырехчленным соединением Лонг-Айленд.
Происхождение плюмов второго поряд-
ка. Дьюи и Берк [15] полагают, что в
начальной фазе разделения континентов,
когда образуется срединно-океанический
хребет, между плюмами устанавливается
связь. Я считаю, что становление срединно-
океанических хребтов контролируется уже
существующими системами трещин регио-
нальной протяженности (см. рис. 7). По-
скольку маловероятно, чтобы два плюма
соединялись непосредственно через одну
систему трещин, срединно-океаничесие хреб-
ты должны развиваться по двум или более
системам трещин, возможно, реализуя при
этом наиболее короткий путь между двумя
плюмами.
Наблюдения над системами трещин во
внутриконтинентальных областях показы-
вают, что региональные трещины могут
определять до шести различных направле-
ний. Ориентировки систем трещин различа-
ются, как правило, в среднем на угол около
30°, что очень близко к средней величине
изменения направления континентальной
окраины в промежутках между плюмами
первого порядка. Я предполагаю, что вто-
ричные плюмы зарождаются там, где про-
исходит изменение в ориентировке трещин,
направляющих (контролирующих) разви-
тие срединноюкеанического хребта между
плюмами (см. рис. 7). Возможно, развитие
плюмов здесь обусловлено пониженной
прочностью.
Диагностические признаки плюмов. Ни-
же мы перечислим признаки, которые по-
зволяют определить местоположение актив-
ного плюма. Не все признаки присущи
каждому плюму, но несколько признаков
должны присутствовать, чтобы можно бы-
ло обосновать предположение о существо-
вании плюма.
1. Плюмы располагаются под района-
ми современного вулканизма или вблизи
них [54]. Однако вулканическая активность
связана также с зонами субдукции и авла-
когенами; кроме того, она может иметь
место на асейсмичном хребте (следе плю-
ма) за тысячи километров от самого плюма.
2. Вулканические породы, образованные
непосредственно над плюмом, представле-
ны, как правило, толеитовыми базальтами.
Для толеитов, образованных над плюмом в
Исландии, характерно необычно низкое
(47%) содержание SiO2 и довольно высокое
(0,4%) содержание К2О, если сравнивать их
с толеитами других районов на дивергент-
ных границах плит [33].
3. Плюмы располагаются на окончании
одного, двух или трех асейсмичных хребтов
(следов плюма) [55]. Плюм под островом
Гавайи расположен в конце Гавайско-
Императорской цепи подводных гор [12], а
плюм под гребнем Восточно-Тихоокеанс-
кого поднятия приурочен к окончанию цепи
подводных гор остров Пасхи Сала-и-Го-
мес-Наска [29].
4. Плюмы под срединно-океаническими
хребтами дивергентных границ плит обыч-
но приурочены к тем местам, где хребет
существенно меняет направление своего
простирания. Угол между двумя сегментами
хребта, пересекающимися над плюмом, со-
ставляет 115-155° [15] (см. рис. 7). Объяс-
няется это тем, что разломы, развитые
поверх плюмов, обычно пересекаются под
углами 115 и 155°, и именно они, по-види-
мому, направляли развитие срединно-океа-
нических хребтов.
5. Плюмы срединно-океанических хреб-
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ
29
Рис 8. Топографический профиль вдоль гребня Срединно-Атлантического хребта в окрестности
Исландии. Обратите внимание, что топографическая аномалия с центром в Исландии простирается
более чем на половину расстояния до Азорского тройного сочленения [51].
к>и (дивергентных границ плит) находятся
посредине между теми участками противо-
положных континентальных окраин, изгиб
вторых повторяет друг друга. До разделе-
ния континентов участок континентальной
окраины с вогнутым изгибом (как в Африке
н устье реки Нигер) должен был примыкать
к противоположному участку с выпуклым
книбом (соответственно северо-восточная
окраина Южной Америки). Именно к этим
у ч.гсткам было приурочено зарождение плю-
ма, который ныне расположен под гребнем
( рсдинно-Атлантического хребта.
6. Авлакогены пересекаются с плюма-
ми во время их зарождения. Поэтому плюм
может находиться под хребтом рядом с
пересечением авлакогена и континенталь-
ной окраины.
7. На тех участках, под которыми нахо-
iHtcfl плюмы, срединно-океанические хреб-
ты становятся обычно шире и выше [10,
51 j. С плюмом под Исландией связан очень
широкий сегмент Срединно-Атлантическо-
ю хребта, выступающий в Исландии над
уровнем моря (рис. 8).
8. Возраст вулканов асейсмичных хреб-
тов (следов плюма) последовательно увели-
чивается по мере удаления от плюма. Та-
кая закономерность хорошо прослеживает-
ся на вулканах Гавайско-Императорской
цени подводных гор (см. рис. 4) [12].
9. Начальное отношение 87Sr/86Sr в вул-
канических породах срединно-океаническо-
го хребта, изверженных над плюмом, вы-
ше, чем на любом другом участке хребта.
Так, в вулканических породах в центре
Исландии оно в среднем равно 0,7031, а на
хребте Рейкьянес, южнее 61° с. ш.,-0,7026
[33].
10. Над плюмами часто регистрируют-
ся обширные гравитационные максимумы
[55].
11. Океаническая кора над плюмами
толще, чем в других областях. Например,
мощность коры в центральной Исландии
равна примерно 14 км [40], тогда как ти-
пичная для океанической коры мощность
(если не считать осадков) составляет около
6 км [23].
12. Геотермические градиенты над плю-
мами выше, чем в других областях [55].
В определенном смысле это является как
следствием, так и причиной повышенной
вулканической активности над плюмом.
В Исландии температура в основании коры
(на глубине 14 км) равна приблизительно
1000 °C [40]. Следовательно, средний гео-
термический градиент в этой области со-
ставляет 71 °С/км, т.е. более чем вдвое
превышает нормальную величину 30 °С/км.
13. Асейсмичные хребты (следы плю-
мов) внутри данной плиты в среднем рас-
30
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
полагаются по дугам малых кругов, кон-
центричных относительно полюса спредин-
га. Длина этих дуг (измеряемая величиной
стягиваемых ими углов) должна быть по-
стоянна для сегментов асейсмичного хреб-
та, образовавшихся за данный период вре-
мени (см. рис. 3).
14. Плюмы обычно располагаются в
стороне от минимумов геоида [50].
15. Плюмы часто находятся вблизи райо-
нов, где срединно-океанический хребет сме-
щается крупными трансформными разло-
мами [55]. Срединно-Атлантический хре-
бет смещен крупными трансформными раз-
ломами как к северу, так и к югу от плюма
в Исландии [31].
Плюмы океанических областей. Почти
все горячие точки (например, на Гавайских
островах и в Исландии) имеют под собой
плюмы, исключение составляют некоторые
горячие точки океанических областей. Берк
и Уилсон [8] описывают несколько островов
с активными вулканами (горячих точек),
расположенных вблизи дивергентных гра-
ниц плит (срединно-океанических хребтов),
но не на самой границе. Я уверен, что
плюмы, ответственные за появление этих
островов (например, остров Вознесения и
Тристанда-Кунья), приурочены к соседней
дивергентной границе плит и находятся под
гребнем срединно-океанического хребта, а
не под горячей точкой [48]. Вулканические
острова, расположенные недалеко от сре-
динно-океанических хребтов, но в стороне
от них, обладают очень немногими из
описанных выше диагностических призна-
ков присутствия плюмов.
Вулканическая активность может про-
являться через миллионы или даже десятки
миллионов лет после того, как данный
участок плиты сместился в сторону от плю-
ма [25]. Для постройки вулкана на океани-
ческом дне и превращения его в субаэраль-
ный вулкан может потребоваться несколь-
ко миллионов лет [21]. Это наиболее верно
в случае высокой скорости спрединга морс-
кого дна. Фогт [48] отметил, что с увеличе-
нием скорости спрединга существенно по-
нижаете я максимальное превышение хреб-
та над плюмом (см. рис. 2). По этой при-
чине наличие вулканической активности в
районе горячей точки не обязательно озна-
чает существование под ней плюма. Дан-
ные наблюдений показывают, что боль-
шинство островов в океанических областях,
как вблизи, так и вдали от срединно-океа-
нических хребтов, не имеют залегающих
под ними плюмов. Но верно и то, что
зарождались они над плюмами, только
плюмы эти находятся, под гребнями сре-
динно-океанических хребтов, т. е. на дивер-
гентных границах плит.
Вулканические лавы Килауэа и Мауна-
Лоа на острове Гавайи и большинства вул-
канических районов Исландии имеют то-
леитовый состав [9, 20]. Существование
плюмов под этими областями не вызывает
сомнений, и поэтому естественно предпо-
ложить, что толеитовый вулканизм харак-
терен для районов, расположенных непо-
средственно над плюмами. По мере того
как вулкан отодвигается от плюма, состав
изверженных им пород становится более
щелочным (см. Тектоника плит, мантий-
ные плюмы и образование магм). Например,
вулканические породы Мауна-Лоа и Ки-
лауэа представлены почти исключительно
толеитовыкл базальтами, а вулканические
породы, изверженные вулканом Мауна-Кеа
на острове Гавайи (к северо-западу от вул-
канов Килауэа и Муана-Лоа),- преимущест-
венно щелочными базальтами. Вулканичес-
кие породы серии Гонолулу на острове
Оаху и серии Колоа на острове Кауаи
являются еще более щелочными, чем лавы
Мауна-Кеа.
Помимо того что плюмы не всегда на-
ходятся точно под районом горячей точки в
океанических областях, у многих плюмов
нет расположенных над ними вулканичес-
ких островов. Однако над плюмом всегда
существует хотя бы подводная гора. Цепи
подводных гор могут быть (асейсмичных
хребтов, или следов плюма) единственным
признаком существования плюма. В этом
случае плюм находится под окончанием
горной цепи.
Плюмы континентальных областей. В
континентальных областях плюмы распро-
странены в меньшей степени, чем в океани-
ческих [25]. Несколько горячих точек извест-
но в Африке [43]. Данные свидетельствуют
об отсутствии миграции в прошлом боль-
шей части этих точек, поэтому был сделан
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
31
мы вод, что Африка оставалась неподвиж-
ной относительно плюмов в нижележащей
мантии. Нельзя, однако, исключить воз-
можность того, что под этими горячими
гонками нет залегающих под ними плю-
мов. Не располагая данными о миграции
вулканической активности, трудно решить
>тот вопрос. Вулканизм горячих точек в
Африке является скорее щелочным, чем
юлеитовым; исключение составляет район
Афар в южном углу Красного моря, ко-
юрый, вероятно, расположен над мощной
океанической, а не континентальной корой
[1]и к тому же над плюмом. Упомянутый
дефицит толеитовых лав в районах многих
юрячих точек указывает на то, что не все
юрячие точки лежат над плюмами.
Во многих континентальных областях
встречаются прямолинейные цепи вулкани-
ческих центров, которые, как полагают,
были образованы плюмами в перемещаю-
щихся над ними плитах, т.е. являются
следами плюмов. Подобное предположе-
ние было сделано для вулканических цепей
на северо-западе и юго-западе США [41],
на востоке Северной Америки [11], в Цент-
ральной Европе [16] и на востоке Австра-
чии [28]. Доказательства существования
следов плюмов на северо-западе США до-
вольно убедительны, чего нельзя сказать об
остальных районах. Вполне возможно, что
под континентальными областями плюмы
отсутствуют.
Даже если все горячие точки в конти-
нентальных областях связаны с плюмами
(i чем я сильно сомневаюсь), плюмов здесь
нее равно гораздо меньше, чем в океани-
ческих областях. Морган [25] объясняет
гто тем, что плюмы под континентами
приводили к раздвиганию континенталь-
ной коры. Возможно, в большинстве слу-
чаев энергии плюмов достаточно, чтобы
расколоть вышележащую плиту и породить
срединный хребет. Этим возможно было
бы объяснить и тот факт, что большинство
мантийных плюмов (в рамках моей интер-
претации) расположены под хребтами на
швергентных границах плит, а не внутри
плит.
Положение плюмов. Оценки общего чис-
ча горячих точек или плюмов на Земле
далеко не одинаковы. Морган [24] дает
цифру 20, Уилсон [55]-63, Кроу [10]-38,
а Берк и Уилсон [8]-более 122.
Морган [25] и Фогт [48] считают, что
большинство плюмов сосредоточено на
срединно-океанических хребтах, а Тиссен и
ДР- [43], Берк и Уилсон [8] доказывают,
что плюмы (горячие точки) существуют
преимущественно во внутриплитных облас-
тях. Ранее я уже пытался объяснить, почему
я считаю, что большинство плюмов на-
ходится под срединно-океаническими хреб-
тами. Я думаю также, что плюмы, связан-
ные с дроблением континентов, не меняют
своего положения под гребнями хребтов
при расхождении континентов. С другой
стороны, Уилсон [55] предположил, что
плюмы могут смещаться с линии хребта,
оставляя то место, где они зародились, а
Морган [25] считает, что они могут пере-
секать хребет.
По Моргану [25], многие плюмы, рас-
положенные непосредственно под гребнями
срединно-океанических хребтов или рядом
с ними, зарождались в континентальных
условиях еще до образования срединного
хребта. Это относится, в частности, к сле-
дующим районам: плюм под Исландией
вызвал обширную вулканическую актив-
ность в Британо-Арктической вулканичес-
кой провинции, включая раннекайнозой-
ский вулканизм в Ирландии, Шотландии,
на Гебридских островах и на востоке Грен-
ландии (рис. 9); плюму близ островов Три-
стан-да-Кунья обязаны своим происхожде-
нием мезозойские платобазальты бассейна
реки Парана в Южной Америке и кольце-
вой дайковый комплекс на юго-западе Аф-
рики; с плюмом, который породил под-
водную горную цепь Нью-Ингленд и сей-
час, по-видимому, находится недалеко от
точки пересечения Срединно-Атлантическо-
го хребта и разлома Атлантис, связана
вулканическая активность в бассейнах Кон-
нектикут-Валли, Ньюарк и Геттисберг и
интрузивная активность, породившая маг-
матическую серию Уайт-Маунтин.
Я, полагая, что, начиная со времени
раскола Пангеи 205 млн. лет назад, актив-
ными были всего 43 плюма и что с^раско-
лом Пангеи связаны 32 плюма первого
порядка (рис. 10), пришел к выводу, что в
настоящее время эти плюмы находятся под
32
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
Рис. 9. Раннекайнозойская
вулканическая активность
(показана черным цветом) в
Британо-Арктической вулка-
нической провинции [5].
/-меловая ось спрединга;
2 палеогеновая ось СЕредин-
га; 3-палеогеновая магмати-
ческая провинция.
активными или пассивными срединно-океа-
ническими хребтами между разделенными
континентами (рис. 11). Из 32 плюмов, свя-
занных с расколом континентов, девять
расположены под пассивными хребтами и
поз ому, вероятно, неактивны. Кроме того,
я вы ’елил шесть активных плюмов под
срединно-океаническими хребтами в Тихом
оксане, а внутри плит-один точно установ-
ленный плюм (под островом Гавайи) и
четыре предполагаемых (близ островов
Мадейра, под островами Кергелен, под
Йсллоустоунским национальным парком и
под северной истью Мексики). Конечно,
по очень осторожная оценка, но, за исклю-
чением Мадейры, только в этих районах,
о 1 меченных толеитовым вулканизмом со-
временного возраста, начинаются цепи вул-
канических центров последовательно воз-
р.к ыющего возраста [12, 20, 41, 52, 53].
Озношения Na/K в слабощелочных лавах
Мадейры типичны для вулканических по-
род. образовавшихся рядом со Срединно-
А1 'циническим хребтом. Но Мадейра уда-
ticna or этого хребта на три четверти рас-
стояния между ними и африканской конти-
нентальной окраиной. Возраст вулканичес-
ких пород Мадейры 0,7-3,05 млн. лет [34],
и поскольку они залегают вдали от Средин-
но-Атлантического хребта, естественным
было бы предположение о высокощелоч-
ном составе (см. Тектоника плит, мантий-
ные плюмы и образование магм). Цепь вул-
канических островов простирается к северо-
западу от Мадейры, и отсюда я делаю
вывод, что активный плюм находится не-
пс следственно юго-западнее Мадейры и что
Африканская плита двигалась в северо-
западном направлении относительно этого
плюма. Этот вывод противоречит выводу
Тиссена и др. [43], которые утверждают,
что Африка неподвижна относительно ни-
же зежазцих плюмов.
Движения срединно-океанических хреб-
тов и плюмы. Континенты, как правило, в
представлении геологов удаляются от сре-
динно-океанических хребтов. Онако по-
смотрим, как движется Африка.- Перемеща-
ясь на восток относительно Срединно-
Атлантическою хребта, она движется на
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
33
Рис. 10. Реконструкция Пангеи с указанием положений 32 плюмов первого порядка, связанных с ее
расколом.
»апад относительно Аравийско-Индийско-
ю хребта. Может быть, более естественно
предположить, что хребты удаляются от
Африки, а не наоборот [55].
Сравнение длины хребтов, окружающих
Африку в настоящее время и в начале
разделения континентов, показывает, что
она увеличивалась, но именно этого и сле-
дует ожидать, если считать, что хребты
удалялись по радиальным направлениям от
Африки. Выше уже говорилось, что при
1аком характере перемещения хребтов плю-
мы также должны радиально удаляться от
Африки (см. рис. 5).
Бассейны Атлантического и Индийского
океанов становятся шире, по мере того как
обрамляющие их континенты удаляются
один от другого. Например, увеличиваются
размеры Атлантического океана за счет
расхождения Северной Америки и Европы
(см. Конвекция и движение плит). Площадь
бассейна Тихого океана должна сокращать-
ся за счет продвижения континентов к цент-
ру [38], например Южная Америка сближа-
ется с Австралией. По-видимому, размеры
плит (или блоков), подстилающих Тихий
океан, уменьшаются в результате переме-
щения континентов. В этом случае необхо-
490
34
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ
Г®~]1 1^"13 I • К
Рис. 11. Карта современного распределения плюмов первого порядка Всего показано 9 пассивных
плюмов на пассивных хребтах спрединга, 29 активных плюмов на ср динно-oi :анических хребтах и 5
плюмов, в том числе и гипотетических, внутри плиты, /-активный плюм; 2-пассивный плюм;
3 след плюма; 4 -место зарождения плюма; 5-конвергентная граница плиты; б-срединно-океани-
ческий хребет.
димо, чтобы материал тихоокеанских плит
переносился к плитам, подстилающим Ат-
лантический и Индийский океаны. Увеличе-
ние длины срединно-океанических хребтов
и перенос вещества от Тихоокеанского бас-
сейна к бассейнам Атлантического и Ин-
дийского океанов очень, трудно объяснить
исходя из предположения, что движущим
механизмом плит являются обычные кон-
вективные ячейки. Однако конвекция под
срединно-икзаническими хребтами может
проявляться в виде поднимающихся горя-
чих даек [27, 38].
Поскольку плюм представляет собой
колонку вещества мантии, поднимающего-
ся подобно горячей дайке из глубины зем-
ных недр, перемещение мантии в плюмах и
под срединно-океаническими хребтами оди-
наково. В таком случае плюмы должны
двигаться вместе с хребтами, не отделяясь
от них. Если хребет удаляется от конти-
нента, то и плюм должен удаляться от него
примерно с такой же скоростью. Срединно-
Атлантический и Аравийско-Индийский
хребты в настоящее время удаляются друг
от друга со скоростью около 5 см/год.
Следовательно, связанные с ними плюмы
тоже должны удаляться друг от друга при-
мерно с такой же скоростью, которая выше
обычных оценочных значений [22].
Плюмы, возникшие под гребнями сре-
динно-океанических хребтов, стремятся со-
хранить это свое положение даже при зна-
чительном изменении конфигурации спре-
динга. Приведем примеры.
1. Плюм, примыкающий с запада к
подводному поднятию Кобб, сохранил свое
положение под гребнем хребта Хуан-де-
Фука даже после того, как 5 млн. лет назад
направление спрединга изменилось с пт-
ротного на СЗ 300 ЮВ 120.
2. Плюм, примыкающий к острову Пас-
хи с запада, остался под гребнем Восточно-
Тихоокеанского поднятия, после того как
0,10
Эпизод
Гавайи
Гавайские
острова
т ।-------—г
10 млн. лет назад 2.0
Исландия
20
Азорские острова
Остаточный рельеф,
хребет Рейкьянес
Горячие точки
Северной Атлантики
Остаточный рельеф,
Срединно-Атлантический хребет

Канарские острова
Азорский *
^вулканизм Древнейшие породы
- Древнейшие породы Санта-Мария
|Сан-Мигел^-|—J-, р----
54
Вулканические острова\
Рис. 12. Графическое представление изменений объема вулканических лав и коррелирующих с ними
профилей превышения рельефа в районах океанических горячих точек. На графиках видны пики
пучсднической активности в настоящее время, 15 млн. лет назад и, возможно, 40 млн. лет назад (по
Фогту [49]).
36
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
около 42 млн. лет наза« направление спре-
динга изменилось с СЗ 305-ЮВ 125 на СЗ
297-ЮВ 117 [38].
3. Плюм под Исландией не менял своего
положения под гребнем Срединно-Атлан-
тического хребта, несмотря на то что около
15 млн. лет назад произошло крупное скач-
кообразное перемещение хребта к северу от
Исландии [38].
Хотя плюмы, располагающиеся под
срединно-океаническими хребтами, в целом
удаляются от континента по радиальным
направлениям, это неверно для плюмов,
расположенных внутри плиты, окруженной
радиально перемещающимися плюмами.
Например, плюмы под срединно-океани-
ческими хребтами, окружающими Африку,
удаляются от нее, но плюм, который, как
я полагаю, находится непосредственно к
юго-юго-западу от островов Мадейра, см₽-
щается в северо-северо-западном направле-
нии относительно Африки, т.е. более или
менее параллельно ее континентальной
окраине (см. рис. 11).
Возраст плюмов. Самые древние плю-
мы, возможно, возникли сразу же после
или даже во время образования Земли.
Выше уже говорилось, что плюмы могут
порождаться ударами метеоритов, а для
этого периода были характерны многочис-
ленные падения очень крупных метеоритов,
если судить по большому числу крупных
кратеров на лунных возвышенностях и в
некоторых областях Марса, Меркурия и
спутников Юпитера и Сатурна. Однако ле-
топись подобных событий на Земле того
времени не сохранилась.
Берк и Дьюи [7] описали в общей слож-
ности 35 порожденных плюмами тройных
сочленений, возраст которых варьирует от
раннего протерозоя (2,1 млрд, лет) до
современного. Если верна гипотеза Морга-
на [25] о том, что плюмы раскалывают
континенты, то образование плюмов мож-
но связать с периодами континентального
рифтообразования 3,5, 3,1, 2,75, 1,5, 1,15 и
0,675 млрд, лет назад [38].
Синхронность в активности плюмов. Фогт
[46, 49] отметил, что в вулканических из-
вержениях в ряде горячих точек, находя-
щихся над плюмами, наблюдается опреде-
ленная синхронность. Речь идет, в част-
ности, о плюмах под Гавайскими острова-
ми, Исландией, Азорскими островами, тре-
угольником Афар и островами Зеленого
Мыса, Мадейра и Галапагос. Пик их ак-
тивности приходятся, помимо настоящего
времени, на периоды около 15, 42 и 65 млн.
лет назад (рис. 12) [46, 49]. Им соответст-
вуют пики вулканической активности на
островных дугах [46]. По-видимому, су-
ществует какая-то связь между активностью
различных плюмов. Интересно отметить,
что пики магматической активности над
плюмами и в районах островных дуг совпа-
дают во времени с периодами увеличения
числа падения метеоритов (см. табл. 2)
[38]. Можно предположить, что усиление
активности плюмов вызывается одним или
несколькимй'Падениями крупных метеори-
тов, но механизм подобного влияния не
понята
' Плюмы и расхождение плит. Как говори-
лось выше, Морган [25] предположил, что
создаваемых плюмами напряжений доста-
точно для раздвигания плит. Однако, по
Моргану, эти напряжения действуют в ос-
новании плит. Я предлагаю альтернатив-
ный механизм. Напряжения, генерируемые
плюмами, приводят к первичному расколу
плит вдоль древних ослабленных зон. Здесь
уместно провести аналогию с гвоздем, ко-
торый при вбивании его в доску раскалыва-
ет ее вдоль волокон. Затем поднимаю-
щееся, подобно диапиру ’ещество мантии
начинает заполнять образовавшуюся тре-
щину. Поскольку температура его выше,
чем у окружающей мантии, подъем вещест-
ва будет продолжаться, раздвигая еще
дальше плиты. При этом не следует за-
бывать, что температура в мантии растет с
сверхдиаба.лческиг* градиентом и поэтому
ее вещество легко переходит в режим кон-
вективной циркуляции. После того как пли-
ты начинают двигаться, главной силой,
поддерживающей их движения, вероятно,
является сила отталкивания, действующая
на краях плит (см. Конвекция и движение
плит).
Карл К. Сейферт (Carl К. Seyfert,
Dept, of Geosciences, State University
College at Buffalo, 1300 Elmwood
Avenue, Buffalo, New York 14222).
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ И ГОРЯЧИЕ точки
37
ЛИТЕРАТУРА
I Allard Р„ Taziett Н. and Dajlevic D 1979, Ob-
servations of sea floor spreading in Afar during
the November 1978 fissure eruption, Nature
279, 30-33.
2. 4lvarez L. W, Alvarez W„ Asaro F. and Michel
ll. V. 1980, Extraterrestrial cause for the Cre-
taceous-Tertiary extinction, Science 208, 1095-
1108.
1 ‘‘nderson D. L.. 1981, Rise of deep diapirs,
Geology 9, 7-9.
4 Basu A. R.. 1975, Hot-spots, mantle plumes and
a mode for the origin of ultramafic xenoliths in
alkali basalts, Earth and Planetary Sci. Letters
28, 261-274.
5 Brooks M., 1973, Some aspects of the Paleogene
evolution of western Britain in the context of an
underlying mantle hot spot, Jour. Geology 81,
81-85.
ft BurekP.J., 1983, K/T-environmental changes:
Lattengebirge, SE Germany, XIV Lunar and
Planetary Science Abstracts, 79 p.
7. Burke K .C md Dewey J. F., 1973, Plume-gene-
rated triple junctions: key indicators in applying
plate tectonics to old rocks, lour Geology 81,
406-433.
8 Burke К. C. and Wilson J. T, 1976, Hot spots on
the earth’s surface Sci. American 235, (2), 46-57.
9 Carmichael I. S.E., 1964, The petrology of
Thingmuli, a Ternary volcano in Eastern Iceland,
Jour. Petrology 5, 435 460.
10 Crough S. T., 1979, Hotspot epeirogeny, Tecto-
nophysics 61, 321-333
11 Crough S. T, 1981, Mesozoic hotspot epeirogeny
in eastern North America, Geology 9, 2-6.
12 Dalrymple G. B., Landphere M. A. and Jackson
E. D., 1974, Contributions to the petrography
and geochronology of volcanic rocks from the
leeward Hawaiian Islands, Geol. Soc. America
Bull. 85, 727-738.
В De Paolo D. J., 1981. Nd isotopic studies: some
new perspectives on Earth structure and evolu-
tion, EOS 62, 137-141.
14. De Paolo D. J. and Wasserburg G.J., 1976, Infe-
•ences about magma sources and mantle structu-
re from variations of 143Nd/144Nd, Geophys.
Research Lett. 3, 743 -746.
15 Dewey J.F. and Burke K„ 1974, Hot spots and
continental break-up: implications for collisional
orogeny, Geology 2, 57-60.
16. Dancan R. A., Petersen N and Hargraves R. B..
1972, Mantle plumes, movement of the Euro-
pean plate and polar wandering, Nature 239,
82 36.
17 Green D.H., 1977, Archean greenstone belts may
include terrestrial equivalents of lunar maria, in
G. J. H. McGall, ed., The Archean. Stroudsburg,
Pa.: Dowden, Hutcnmson and Ross, 47-54.
18. Jeanloz R. and Tnompson A B., 1983, Phase
transitions and mantle discontinuities, Rev.
Geophys. Space Phys. 21, 51 74.
19. Kinsman D.J.D., 1975, Rift valley and sedimen-
tary history of trailing continental margins, in
A. G. Fischer and S. Judson, eds., Petroleum and
Global Tectonics. Princeton: Princeton Univer-
sity Press, 83- 126.
20. Macdonald G. A. 1968, Composition and origin
of Hawaiian lavas, in R. R. Coats et al., eds.,
Studies in Volcanology, Boulder, Colo.: Geologi-
cal Society of America (Mem. 116), 477-522.
21. Menard H. W.. 1964, Growth of drifting volcano-
es, Jour, Geophys. Research 74, 4827-4837.
22. Molnar P. and Atwater T„ 1973, Relative motion
of hot spots in the mantle, Nature 246, 288-291.
23. Moores E. M„ 1982, Origin and emplacement of
ophiolites, Rev. Geophys. Space Phys. 20,
735-760.
24. Morgan W.J., 1971, Convection plumes in the
lower mantle, Nature 230, 42-43.
25. Morgan W.J., 1972, Deep mantle convection
plumes and plate motions, Am. Assoc. Petro-
leum Geologists Bull. 56, 203-213.
26 О Brien G. D.. 1968, Survey of diapirs and dia-
pirism, in J. Braunstein, and G. D O’Brien, eds.,
Diapinsm and Diapirs, Tulsa, Okla.: American
Association of Petroleum Geologists (Mem. 8),
1-9.
27. Orow an E., 1964, Continental drift and the origin
of mountains, Science 146, 1003.
28. Pilger R. H., 1982, The origin of hotspot traces;
evidence from eastern Australia, Jour. Geophys.
Research 87, 1825-1834.
29. Pilger R.H. and Handschumacher D.W.. 1981,
The fixed-hot-spot hypothesis and origin of the
Easter-Sala у Gumez-Nazca trace, Geol. Soc.
America Bull. 92, 43'’ 446.
30. Runcorn S.K., 1974, On the forces not moving
lithospheric plates, Tectonophysics 21, 197-202.
31. Saemundsson K.. 1979, Outline of the geology of
Iceland, Serprent ur Jokli 29, 7 28.
32. Schilling J -G. and Noe-Nygaard A , 1974, Fae-
roe-Iceland plume: rare earth evidence, Earth
and Planetary Sci. Letters, 2, 1-14.
33. Schilling J G.. Sigurdsson H. and Kingsley R. H.,
1978, Skagi and western neo volcanic zones
in Iceland: 2. Geochemical variations, Jour.
Geophys. Research 83, (B8), 3983 4002.
34. Schmincke H.-U. and Weihel M., 1972, Chemical
study of rocks from Madeira, Porto Santo, and
Sao Miguel Terceira 'Azores), Neues Jahrb
Mineralogie Abh. 117, 253 281.
35. SeyfertC.K. 1983a, Did the Cretaceous-
Tertiary asteroid cause the beginning of separa-
tion of Greenland from Europe?, Geol. Soc.
America Abs with Programs 15, 684.
36. Seyfert С. K.. 1973b, Impact-generated plume
traces on Mars, XIV Lunar and Planetary
Science Abstracts, 688-689.
37. Seyfert С. K. and Murtaugh J. G., 1977, Terrestri-
al impact epochs and their relationship to
orogenies and plate movements, Geol. Soc. Ame-
rica Absl with Programs 9, 1168-1169.
38. Seyfert C.K. and Sirkin LA.. 1979, Earth Histo-
ry.and Plate Tectonics. New York: Harper and
Row, 600 p.
39. Shaw H.R. and Jackson E.D., 1973, Linear
island chains tn ’he Pacific: result of thermal
38
МЕЖДУГОРЬЕ
plumes or gravitational anchors? Jour. Geophys.
Research 78, (35), 8634-8652.
40. Sigurdsson H., Schilling J. G. and Meyer P. S.,
1978, Skagi a»d Langjokuee volcanic zones
in Iceland: I. Petrology and structure, Jour.
Geophys. Research 83, 3971 3982.
41. Suppe J.C., Powell C. and Berry R., 1975, Re-
gional topography, seismicity, volcanism, and
the present-day tectonics of the western United
States, Am Jour. Sci. 275A, 397-436.
42. Sykes L.R., 1978, Intraplate seismicity, reactiva-
tion of preexisting zones of weakness, alkaline
magmatism, and other tectonism postdating
continental fragmentation, Rev. Geophys. Space
Phys. 16, 621- 688.
43. Thiessen R., Burke K. and Kidd W. S. C., 1979,
African hotspots and their relation to the
underlying mantle, Geology 7, 263 266.
44 Turcotte D. L. and Oxburgh E.R., 1973, Mid-
plate tectonics, Nature 244, (5415), 337-339.
45. Turner F.J. and Verhoogen J., I960, Igneous and
Metamorphic Petrology, New York’ McGraw-
Hill, 69 p.
46. Vogt P. R., 1972. Evidence for global synchronism
in mantle plume convection, and possible signi-
ficance for geology, Nature 20, 338 -342. "
47. Vogt P.R., 1973, Mantle plumes and transform
fractures EOS 5, 239.
48. Vogt P. R., 1876, Plumas, subaxial pipe flow, and
topography along the mid-oceanic ndge, Earth
and Planetary Sci. Letters 29, 309 -325.
49. Vogt P P.. 1979, Global magmatic episodes:
New evidence and implications for the steady-
state mid-oceanic ridge, Geology 7, 93 98.
50. Vogt P R 1981, On the applicability of thermal
conduction models to mid-plate volcanism: com-
ments on a paper by Gass et al., Jour. Geophys.
Research 86, 950-960.
51. VbgtP.R. and Johnson G.E, 1975, Transform
faults and longitudinal flow below the mido-
ceanic ridge, Jour. Geophys. Research 80,
1399-1428
52. Watkins V. D., Gunn В. M„ Nougier J. and Bak-
si A.K., 1974, Kerguelen: Continental fragment
or oceanic sland9. Geol. Soc America Bull. 85,
201 212.
53. Wilcox R.E., 1944, The rhyolite-basalt complex
on Gardner R.rer Yellowstone Park, Wyoming,
Geol. Soc. America Bull 55, 1047- lO^O
54. Wilson J. T, 1963, Hypothesis of earth’s beha-
vior, Nature 198, 925-929.
55. Wilson J T., 1973, Mantle plumes and plate
motions, Teel anophysics 19, 149- 164.
МАРКИРУЮЩИЙ ГОРИЗОНТ -
см. ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ)
СКЛАДКИ
МАСКЕЛИНИТ см. УДАРНЫЕ ЭФФЕКТЫ
В ГОРНЫХ ПОРОДАХ И МИНЕРАЛАХ
МАТЕМАТИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ-
см. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ
МАТЕРИНСКИЕ БЛОКИ-см. МЕЛАНЖ
МАТРИЦЫ см. ТЕНЗОРЫ
МЕЖДУГОРЬЕ
Термин междугорье (нем.-Zwischen-
gebtrge) был впервые определен и позднее
обсуждался Кобером в ряде работ, опубли-
кованных в период с 1924 по 1928 г. В
пределах орогенических поясов Кобер вы-
делил четыре продольных элемента: форланд,
экстерниды, метаморфиды и уентралиРы
(или иногда интерниды). Структурная вер-
генция этих элементов преимущественно
направлена к форланду. По Коберу, оро-
генические пояса состоят из двух ветвей с
обратным характером вергенции, каждая
из которых содержит един или более из
четырех продольных элементов, в целом
параллельных друг другу. Там, где две
ветви орогена примыкают друг к другу, они
разделяются рубцовой зоной (Narben), кото-
рая обычно маркирует! я крупным разло-
мом (например Тоналийская линия, раз-
деляющая Западные и Южные Альпы).
О. щако там, где две ветви расходятся, они
разделяются относительно слабо деформи-
рованной областью, которая характери-
зуется блоковой тектоникой и названа
междугорьем (например, Паннонское между-
горье, лежащее между Карпатами и Ди-
наридами) (рис. 1 и 2). В книге «Структура
Земли» Кобер [16] пишет:
«Альпийский ороген является структурой,
состоящей из двух ветвей (с. 21). ... Между
ними находится междугорье или так на-
зываемая рубцовая зона. Междугорье пред-
ставляет собой относительно жесткую глы-
бу и характеризуется блоковой тектоникой.
Между ним и форландом расположена плас-
тичная область орогена (с 47)».
При обсуждении структуры Альпийской
системы Европы и Азии Кэбер [16] привел
МЕЖДУГОРЬЕ
39
Рис. 1. Схема альпийского
орогена, иллюстрирующая
представления Кобера о меж-
дугорье Краевые цепи огра-
ничивают дивергентные склад-
чатые пояса, состоящие из
жсгернид, метаморфид, и час-
|ично централид [16].
примеры более типичных междугорий:
Тирренского в западной части Средизем-
ного моря, Венгерского, или Паннонского,
между Карпатами и Динаридами, Родоп-
ско-Анатолийского между Балканами,
Пэнтидами, Кавказом и Эллинидами и
Гавридами (рис. 2) и Иранским между гор-
ными цепями Загроса и Эльбурса. Альпий-
ские междугорья являются типичными низ-
менностями, ограниченными высокими
। орными хребтами, что было отмечено еще
йоссом [29, 30] и Огом [10], которые
рассматривали их как центральные или
срединные массы. Из них Паннонское
междугорье, описанное Кобером как типич-
ное, имеет следующие черты:
1. Краевые зоны являются прямым
продолжением централид и надвинуты на
ше ветви орогена с каждой стороны (крае-
вые цепи на рис. 1).
2. Локально могут развиваться обрат-
ные надвиги или складки, направленные к
центральной части междугорья.
3. В нем находятся альпийские фации
мезозойских пород, залегающие на палео-
зойских осадочных и метаморфических по-
родах.
4. Оно не затронуто совсем или слабо
изменено альпийским метаморфизмом.
5. Это область кайнозойской блоковой
тектоники, вулканизма и плутонизма.
Последние работы, посвященные альпий-
ским междугорьям, выявили тенденцию
ограничить их распространение, разделить
их на несколько более мелких структур или
вообще отвергнуть это понятие.
Тирренское междугорье Кобера, как
оказалось, подстилается корой переходно-
го типа [22], а возможно, настоящей океа-
нической корой плиоценового или более
молодого возраста [И]. Если эта кора
очень молодая и образовалась в результате
спрединга, то район не относится к между-
горью на альпийском этапе развития. Идея
о том, что эта кора плиоценовая или более
молодая, поддерживается большинством
современных геологов. Ван Беммелен [2],
однако, предположил, что кора Тирренско-
го моря возникла в результате океанизации
прежней континентальной коры.
Рис. 2. Структурное расчленение альпийского орогена, показывающее положение Тирренского,
Паннонского и Родопского междугорий в Альпийском поясе. Стрелки указывают направление
шремещения смежных складчатых зон. Z-междугорье, N- рубцовая зона.
40
МЕЖДУГОРЬЕ
Большинство современных авторов огра-
ничивают размеры Паннонского между-
горья (например, [31]), которое на первый
взгляд обладает общими чертами, описан-
ными Кобером [16]. Блоковая тектоника
в этом регионе сопровождается частично
синхронным вулканизмом, но он также за-
хватывал области дивергентных надвигов
окружающего орогена. Однако в боль-
шинстве современных интерпретаций гео-
логии Карпато-Динарского горного соору-
жения предполагается, что Паннонский бас-
сейн подстилается структурами альпийско-
го типа [23, 24], которые могут являться
фрагментами микроконгинентхтьных бло-
ков, спаянных в единое целое во время
альпийского орогенеза [4, 8]. Таким об-
разом, породы, подстилающие Паннонскии
бассейн, были сильно деформированы в
течение ранних этапов альпийского оро-
генеза, нарушены разломами и перекрыты
чехлом осадков во время позднеа_~ытиискогс
этапа, когда фронт надвигообразования пе-
ремещался к внешним частям окаймляю-
щих горных цепей, и, следовательно, эта
область не соответствует первоначальному
определению междугорья, данному Кобе-
ром.
Родопско-Анатолийское междугорье Ко-
бера [16] позднее было разделено на
четыре небольших массива: Родопский.
Сербско-Македонский, Пелагонийско-Мен-
дересский и Кирзехирский. Работами Корн-
берга [18], Джордана [13], Мейера [19] и
Коппа [17] в юго-западной части Родопс-
кого массива показано, что большая часть
метаморфических пород, относимых ранее
к древним, более жестким породам между-
горья, являются палеозойскими и мезозой-
скими, а их структура и зеленосланцевый
метаморфизм имеют меловой, возможно
паннемеловой, возраст [27]. Ввиду альпий-
ского возраста деформаций и метаморфиз-
ма Корпберг [18] полагает, что этот район
не подходит под определение междугорья и
этот термин не должен применяться к Ро-
допскому массиву. В более новых работах
[12, 21] по Родопскому массиву предпола-
гается, что деформации альпийского воз--
раста могут охватывать большую часть
массива. Пелагонийско-Мендересский мас-
сив полностью лежит в пределах Эллин-
ско-Таврской ветви Альпийского пояса и
лучше отвечает термину срединный массив,
более общему понятию, которое примени-
мо к менее деформированным областям
внутри или между ветвями орогена с древ-
ними кристаллическими породами в осно-
вании. Годфрио [9], однако, показал, что в
центральной части Пелагонийского масси-
ва находятся надвиги альпийского возрас-
та, следовательно, этот район не относится
ни к междугорью, ни к срединному мас-
сиву. Шенгёр и Илмац [26] недавно по-
казали, что Мендересский массив был пол-
ностью охвачен альпийской складчатостью
и как таковой не может рассматриваться
как междугорье. Кирзехирский массив
окружен деформированными офиолитовы-
ми поясами и, вероятно, является более
жестким блоком древних пород, вовлечен-
ных в альпийскую складчатость. Относится
ли он к междугорью или срединному мас-
сиву, не установлено. Подобно Паннонско-
му междугорью, Родопское междугорье
Кобера может состоять из нескольких ми-
кроконтинентальных блоков, образовав-
ших шовную зону в течение альпийского
этапа [8, 26].
Иранское междугорье Штоклин [28]
ограничил значительно меньшим по разме-
рам блоком Лут в восточном Иране. Боль-
шую часть западно-центральной части Ира-
на Штоклин рассматривает как область,
слишком сильно деформированную при
альпийском орогенезе, чтобы быть отне-
сенной к междугорью, это заключение под-
держано в последних работах Берберианом
и Кингом [3] и Шенгёром [25].
Таким образом, оказывается, что все
междугорья в Альпийском поясе, первона-
чально выделенные Кобером, не соответст-
вуют его определению, и если оставлять
междугорье как полезный геологический
термин и структурную концепцию, исход-
ное определение должно быть изменено.
При определении междугорья Кобер исполь-
зовал следующие признаки:
1. Междугорье является областью, под-
стилаемой континентальной корой, состоя-
щей из блоков ранее деформированных по-
род и перекрытых платформенными отло-
жениями или осадками краевой геосинкли-
нали. Во время деформации эти породы
МЕЖДУГОРЬЕ
41
кинут быть смяты в складки, смещены по
|<ii «ломам и подвергнуты слабому мета-
морфизму, но образовавшиеся структуры
«и об задают линейностью или непрерыв-
ное । ью, характерной для структур орогени-
•пчкого пояса.
2. Это область, окруженная ветвями
прогенического пояса с крупными зонами
нарушений, юлыпинство из которых от-
носи 1ся к надвигам большой амплитуды с
нап равлением движения в сторону от меж-
иуюрья. Хотя породы междугорья могут
иль сильно деформированы, крупные на-
ши' и или покровы отсутствуют.
1 На заключительных стадиях разви-
।ин и продолжающихся деформаций в окру-
жающем орогеническом поясе междугорья
ншроко подвергаются блоковой тектонике
и являются наиболее важным местом про-
явления субсеквентного вулканизма и плу-
«онизма в орогеническом поясе,-факт, под-
черкну гый Кобером [16] и позднее Бурри и
Пип ли [5]. Магматическая активность мо-
де । частично захватывать внутренние зоны
(ценгрхщды) окружающего орогеническо-
ю пояса. В тех частях орогенического
пояса, которые относятся к рубцовым
иным, субсеквентный магматизм развит
«либо
Кобер использовал термин междугорье
в более широком смысле, чем другие авто-
ры. В своей работе «Строение Земли» [16]
наряду с орогеническими поясами Азии и
< сверной Америки он определил между-
орья в до мезозойских орогенах Европы.
< >и рассматривал такие области, как Ма-
рокканская Месета, как разновидность меж-
।VI орья, но этот район полностью находит-
< я в пределах одной ветви Альпийского
пояса.
Многие .ермины используются как час-
1ичные синонимы междугорья, каждый из
них отражает различные признаки: цент-
ра 1ьная масса, межгорная область, средин-
ная масса, интерниды, срединный массив,
интраг оаЯтиклиналь, срединное поднятие,
ш нсгорная впадина и изгиб чехла. Термин
I рединный массив (или масса] широко ис-
поив уется, но не как точный синоним, и он
охвлывает более обширный ряд тектони-
ческих структур (например, см. [20]). Меж-
iviopbc представляет особый тип средин-
ной массы, лежащей между дивергентными
ветвями орогена. Обзор проблем термино-
логии и структуры срединных массивов дан
в работах Яншина [33] и Муратова [20].
Б. К. Берчфил (Б. С. Burchfiel, Dept,
of Earth Atmospheric and Planetary
Science, Massachusetts Institute of
Technology, Cambridge, Massachusetts,
02139).
ЛИТЕРАТУРА
1. Argand E., 1924, La tectonique de 1’Asie, Comp-
tes Rendus ХП1 Int. Geol. Congress Belgium
1922, 177-372.
2. Bemmelen R. fV. van, 1969, Origin of the Western
Mediterranean Sea: in Symposium on the
problem of oceanization in the Western Mediter-
ranean, Verhandeligen Koninkl Nederlands
Geol. Mijnbouwk. Gen. 26, 13-52.
3. Berberian M. and King G. С. P., 1981, Towards a
paleogeography and tectonic evolution of Iran,
Canadian Jour. Earth Sciences 18, 210-265.
4. Burchfiel В. C. and Bleahu M., 1976, The geology
of Romania, Geol. Soc. America, Spec. Paper
158, 82 p.
5. Burri C. and Nlggli P„ 1945, Die Jungen Erup-
tivgesteine des Mediterranen Orogens: Kommis-
sionsverlag von Guggenbiihl and Huber. Zurich:
Schweizer Spiegel Verlag, 654 p.
6. Carey S IK, 1958, The tectonic approach to
continental drift, in S. W. Carey, ed., Continental
Drift, Symposium. Hobart: University of Tasma-
nia, 177-354.
7. Dewey J. F. and Bird J. M., 1970, Mountain belts
and the New Global Tectonics, Jour. Geophys.
Research 75, 2625-2647.
8. Dewey J. F.. Pittman IK C., Ill, Ryan W. B. F.
and Bonnin J., 1973, Plate tectonics and the
evolution of the alpine system, Geol. Soc. Ame-
rica Bull. 84(10), 3137-3180.
9. Godfriaux I., 1962, L’Olympe: une fenetre tecto-
nique dan les Hellenides interenes, Acad. Sci.
Comptes Rendus, 1761-1763.
10. Hung G., 1908 1911, Traite de geologic, 2 vols,
Paris: Librairie Armand, Colin, 2024 p.
11. Hsu K. and shipboard party, 1975, Glomar
Challenger returns to the Mediterranean Sea,
Geo times, August, 16-19.
12. Ivanov Z.. 1983, Aper^u general sur 1’evolution
geologique et structurale des Balkanices: Guide
de 1’excursion Reunion extraordinaire de la
societe geologique de France en Bulgarie, Geol.
Soc. Bulgaria, Sofia, 3-26.
13. Jordan H.. 1969, Geologie und Petrographie in'
Zentralteil des Bos Dag (Drama, Griechisch-
Makedonien), Geotektonische Forschungen 31,
50-85.
14. Kober L., 1912, Uber Bau und Entstehung der
Ostalpen, Geol. Gesell, Wein Mitt. 5, 368-481.
15. Kober L., 1914, Alpen und Dinariden, Geol.
Rundschau, 5, 175-204.
42
МЕЛАНЖ
16. Kober L., 1928, Der Bau der Erde: Zweite
Auflage. Berlin: Bomtraeger, 499 p.
17. Kopp K.-O., 1969, Geologic Thrakiens VI: Der
Coban Dag (Frenk Bunar) westlich von Alexan-
droupolis, Geotektonische Forschungen 31,
97-116.
18. Kornberg P 1969, Gliederung, Petrographic
und Tektogenese des Phodopen-Kristallins
im Tsai Dag, Sunvolan und Ost Pangaon
'Gnechisch-Makedonicn), Geotektonische Fors-
chungen 31, 1-49.
19. Meyer W., 1969, Die Faltenachsen im Rhodo-
pen-Kristallin ostlich des Strimon (Nordost-
Griechenland), Geotektonische Forschungen 31,
86 96.
20. Muratov M V., 1974, Structure and development
of median massifs in geosynclinal folded regions,
Geotectonics, no. 3, 142-146.
21. Papanikolau D. and Panagopoulos A., 1981, On
the structural style of southern Rhodope, Greece,
Geologica Balcania 11, 13-22.
22. Ritsma A. R., 1969, Seismic data of the West
Mediterranean and the problem of oceanization:
in Symposium on the problem of oceanization in
the Western Mediterranean, Verhanchlingen
Kon. Ned. GeoL Mijnbouwk. Gen., 24, 13-52.
23. Royden L.H Hirvath F„ Rumpier J., 1983, Evo-
lution of the Panoman Basin System, part 1
Tectonics, Tectonics 2, 63-90.
24. Sandulescu M.. 1974, Essai de synthese strtic.u-
rale des Carpathes, Geol Soc. France Bull. (3),
299 358.
25. Sengor A.M.C., 1984, The Cimme~de Orogenic
System and the Tectonics of Eurasia, Geol. Soc.
kmenca Special Paper 195, 82 p.
26. Sengor 4.M.C., and Yilmaz Y, 1981, Tethyan
evolution of Turkey: a plate tectonic approach,
Tectonophysics 75, 181-241
27. Smith A.G., and Moores E.M., 1974, Hellenides,
in A. M. Spencer, ed„ Mesozoic-Cenozoic Oro-
genic Belts. Edinburgh: Scottish Academic Press,
159-185.
28. Stocklin J., 1968, Structural history and tectonics
of Iran: a review Am. Assoc Petroleum Geolo-
gists Bulk 52(7), 1229-1258
29. Suess E„ 1885, Das Antlitz der Erde, Bd. 1
Prague Leipzig.
30. Suess E„ 1909, Das Antlitz der Erde, Bd. 3
Prague Leipzig.
31. Szalai T, 1970, Die Pannonian Masse (Tisia),
Acta Geol. Acad. Sci. Hungaricae 14, 71-82.
32. Teisseyre W., 1921, La Tectonique Comparee
des subcarpathes: Kosmos, Polskie. Towarz.
Przydrodnikov Imienia Kopermka 456, 242
474.
3? Яншин A. JI.. 1965, Проблема срединных мас-
сивов, Моск, об-во испытат. прир., Бюлл.,
отдел геол., 5, 8-39.
МЕЗОАВТОХТОН см. ТЕКТОНИКА
ГРАВИТАЦИОННОГО СКОЛЬЖЕНИЯ
. МЕЗОДЕРМИС-см. ОПРОКИНУТЫЕ
(ЛЕЖАЧИЕ4 СКЛАДКИ
МЕЛАНЖ
Меланж это тело деформированных
пород, основная масса которого включает
хаотически распределенные обломки или
блоки; характерный для меланжа размер
составляет несколько километров [4, 5].
Любой меланж состоит из местных и экзо-
тических блоков и матрикса. Местные блоки
возникают в результате разрешения хрупких
пластов, которые ранее переслаивались с
пластичным деформированным матриксом.
Экзотические блоки- тектонические вклю-
чения, оторванные от стратиграфических
толщ, генетически не связанных с обра-
зованием крупного тела меланжа. Тело,
характеризующееся пронизывающей его
структуру системой тектонических сдвигов
и не содержащее экзотических элементов,
мо:жно назвать разбитой формацией, так
как, несмотря на разрушение, это обра-
зование проявляется как единая стратигра-
фическая единица.
Два процесса приводят к образованию
меланжа: фрагментация (разрушение с об-
разованием обломков) и перемешивание
обломков в пластически деформируемом
матриксе. Разрушенную формацию, возни-
кающую при фрагментации и не содер-
жащую экзотических включений, можно
считать пре, (варительной стру ктурой в раз-
витии меланжа.
Разр шейные формации переслаи-
ваются с граувакками и глинистыми слан-
цами. Для первых характерно хрупкое
поведение, проявляющееся в их разруше-
нии, а вз ирым свойственна текучесть. Зоны
дробления обычно располагаются вдоль
разломов скалывания, возникающих при
сжатии субпараллельно плоскостям напла-
стования. Поэтому их можно распознать
как миниатюрные надвиги. Дробление,
МЕЛАНЖ
43
Рис. 1. Раздробленный блок
и «закрученная» граувакка,
oi раниченные поверхностями
скалывания при растяжении
н пелитовом матриксе (фран-
цисканский меланж, Кали-
форния).
обусловленное растяжением параллельно
плоскости слоистости, приводит к образо-
ванию разломов скалывания с большим
углом наклона сместителя к плоскости
слоистости (60° и больше) (рис. 1). В полевой
обстановке можно наблюдать последова-
тельные стадии развития фрагментации:
образование трещин скалывания, миниа-
I торные грабены, лепешкообразные будины
и полностью изолированные от основной
массы обломки, испытавшие тектоническое
вращение. Типичные будины ограничены
трещинами растяжения, но в францискан-
ском меланже будины почти всюду окай-
млены разломами скалывания. Для чешуй-
чатых глин в Апеннинах также не харак-
терны трещины растяжения (рис. 2). Их
появление служит указанием на хрупкое
или чрезвычайно хрупкое поведение, кото-
рое в свою очередь свидетельствует об
очень низком эффективном всестороннем
давлении, действовавшем в процессе фраг-
ментации.
В разрушенных формациях обычно
наблюдаются признаки попеременного рас-
тяжения и сжатия, происходивших парал-
лельно плоскостям слоистости. Линзовид-
ные массы с трещинами скалывания на
границах, обусловленными сжатием, внутри
часто рассекаются трещинами сдвига,
образование которых связано с растяже-
нием (рис. 3).
Рис. 2. Расколотые и растя-
нутые будины, ограниченные
разломами растяжения, в
l плошь деформированном
сдвигами пелитовом матрик-
се (чешуйчатые глины, Ита-
ия).
44
МЕЛАНЖ
1
Рис. 3. Будины, пересечен-
ные трещинами скалывания
при растяжении и ограничен-
ные поверхностями скола
при сжатии, что указывает на
попеременное растяжение и
сжатие (францисканский ме-
ланж. Калифорния).
Рис. 4. Францисканский ме-
ланж с факоидами экзотичес-
ких пород. Обратите внима-
ние на большой размер суб-
маринного вулканического
блока.
Рис. 5. Францисканский ме-
ланж с частично окатанными
экзотическими включениями.
МЕЛАНЖ
45
Рис 6. Францисканский ме-
UI нж, образованный в ре-
|ультате проникающего сдви-
III в олистостроме.
Обломки меланжа являются автоклас-
||1ми (рис. 4). Если эти автокласты ограни-
чены поверхностями скалывания, вызван-
ного сжатием, то они обычно преобразо-
ваны в факоиды [4]. Автокласты, сформи-
ровавшиеся в процессе растяжения, перво-
начально представляли собой будины.
Тектоническая природа многих, если не
(ючьшинства автокластов, подвергается в
альнейшем изменениям. Пластическое
растяжение факоидов порождает остаточ-
ные обломки. Вращение будин приводит к
юктонической окатанности блоков. В ко-
нечном счете форма автокластов приобре-
тет настолько неправильные округлые
очертания, что их невозможно отличить от
осад очных валунов в олистостроме (рис. 5).
Основная масса меланжа-материал,
способный сохранять большие остаточные
^формации без разрывов. При развитии
меланжа глины, очевидно, проявляют боль-
шую пластичность, чем граувакки или из-
вестняки. Матрикс меланжа в большинстве
случаев состоит из пелитовых пород, под-
вергшихся в разной степени региональному
метаморфизму [5]. Однако в офиолитовом
меланже основной массой может быть сер-
пентинит [3].
Олистостромы-достаточно цельные оса-
дочные тела, встречающиеся внутри нор-
мально залегающих толщ и при картирова-
нии характеризующиеся более или менее
перемешанным литологически и петрогра-
фически гетерогенным материалом, кото-
рый накапливался в полужидком состоянии
[2]. Олистострому, не подвергавшуюся
сдвигу, легко отличить от меланжа [7]
С другой стороны, в поле не всегда удается
отличить меланж, обусловленный сдвигами
в олистостроме, от меланжа, фрагментация
и перемешивание в котором имеют чисто
тектоническое происхождение.
Термин меланж в широком смысле те-
перь применяется ко всем хаотически пе-
ремешанным отложениям, подвергавшим-
ся проникающему сдвигу и включающим
экзотические блоки (рис. 6). Согласно тео-
рии тектоники плит, меланж является обыч-
ным результатом проникающего сдвигооб-
разования внутри зон субдукции, возникаю-
щего на границах поглощения плит, или
это аллохтонные пластины, выжатые из
шовных зон вследствие коллизии континен-
тов [1]. Меланж зон субдукции, такой, как
францисканский, характерен для Циркум-
тихоскеанского пояса [6], а меллнж шов-
ных зон типа цветного меланжа Среднего
Востока свойствен Альпийско-Гималайско-
му складчатому поясу [3].
Кеннет Дж. Сю (Kenreth J. Hsii,
Geological Institute, ETH, Sonreggst-
rasse 5, Ch-8006, Zurich, Switzerland).
46
МЕМБРАННАЯ ТЕКТОНИКА МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
ЛИТЕРАТУРА
1. Dewey J. F. and Bird J.. 1970, Mountain belts and
the new global tectonics, Jour. Geophys. Research
75, 2625 2647.
2. Flores G., 1955, Discussion, in F. Beneo, ed.. Les
results des etudes pour la recherche pterolifere en
Sicile (Italic), 4th World Petroleum Cong., Rome,
Proc. (sect. 1) 121 122.
3. Gansser A., 1974, The ophiolite melange, a world-
wide problem on Tethyan examples, Eclogae
Geol. Helvitae 67(3), 479-507.
4 Greenly E. 1919, The gcologv of Anglesey. Great
Britain Geol. Survey Mem., 980 p.
5. Hsu K.J., 1968, Principles of melange and their
bearing on the Franciscan-Knoxville paradox,
Gpol. Soc. America Bull. 79, 1063-1074
6. Hsii K.J, 1971, Franciscan melanges as. a mo-
del for eugeosynclinal sedimentation and under-
thrusting tectonics, Jour. Geophys. Research 76,
1162 1170.
7. Hsii K.J., 1974, Melanges and their distinction
from olistostromes, in R.H. Dott, Jr., and
R. H. Shaver, eds., Modern and Ancient Geosyn-
clinal Sedimentation. Tulsa, Okla.: Society of
Economic Paleontologists and Mineralogists
(Spec. Publ. 19), 321-333.
МЕЛКОВОЛНИСТАЯ ЛИНЕЙНОСТЬ
см. ЛИНЕЙНОСТЬ
МЕЛОВАЯ ЗОНА
СПОКОЙНОГО МАГНИТНОГО ПОЛЯ
см. ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА,
ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
МЕМБРАННАЯ ТЕКТОНИКА
В основе тектоники плит лежит гипо-
теза, согласно которой наружная оболочка
Земли состоит из жестких плит. Кора и
часть мантии, слагающие плиты, образуют
литосферу средней толщины около 100 км.
Жесткость плит означает, что за времена
геологического масштаба плиты деформи-
руются как упругие тела.
Если бы Земля была идеальной сферой,
то поверхностные плиты могли бы дви-
гаться, не испытывая деформаций. Однако
Земля с хорошим приближением является
сплющенным сфероидом, эллиптичность ко-
торого равна £ = 0,00335. Блок литосферы,
образовавшийся в некотором месте на сфе-
роиде, деформируется, когда перемещается
на другую широту. У плиты, сформировав-
шейся вблизи экватора, радиус кривизны
будет увеличиваться по мере перемещения
.ее к полюсам.
Вследствие упругой деформации плит в
них возникают так называемые мембран-
ные напряжения. Их величину можно рас-
считать по формуле
= Ее,
где Е-модуль Юнга. При Е= 2-1012 дин/см2
и £ = 3,35 10-3 получим от = 6,7 кбар. От-
сюда следует, что мембранные напряжения
могут достигать большой величины, доста-
точной для разрушения литосферы.
Мембранные напряжения, возможно, и
приводят к разрывам поверхности плит при
их растяжении. Следствием подобного рас-
тяжения может быть образование грабенов,
таких, например, как Рейнский грабен.
В долинах грабенов деформациям соответ-
ствуют смещения на несколько десятков
километров, и этого достаточно для сброса
мембранных напряжений. В некоторых слу-
чаях подобные структуры грабенов в ко-
нечном счете приводят к полному разруше-
нию поверхностной плиты и зарождению
нового океана. В наше время, по-видимо-
му, именно этот процесс наблюдается в
Восточно-Африканской рифтовой системе.
Доналд Л. Туркотт (Donald L. Tur-
cotte, Dept, of Geological Sciences,
Kimball Hall, Cornell University,
Ithaca, New York 14853).
ЛИТЕРАТУРА
1. Oxburgh E.R. and Turcotte D.L, 1974, Membra-
ne stresses and the East African Rift, Earth and
Planetary Sci. Letters, 22, 133-140.
2. Turcotte D. L., 1974, Membrane stresses, Roayl
Astron. Soc. Geophys. Jour. 36, 33 42.
МЕМБРАННЫЕ НАПРЯЖЕНИЯ
см. МЕМБРАННАЯ ТЕКТОНИКА
МЕТАМОРФИЗМ см. ТРЕЩИНЫ
И РАЗРЫВЫ
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
При изучении регионально метаморфи-
зованных пород, образующих, как полага-
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
47
ни, корни ряда эродированных древних
горных систем, ближайшая цель состоит
и получении данных, на основании которых
yv ьш.(вливается временная маркировка по-
в-довательности тектопометаморфических
процессов, соответствие и связь мелкомас-
нпабных структур и текстур пород с круп-
ными структурами, установленными геоло-
। ическим картированием, величины дефор-
МН1ИЙ пород, направления относительных
i мешений, сопровождающих тектонические
оОыгия, механизмы деформаций пород.
II сланцах таких районов обычным минера-
лом является гранат. Достижению указан-
ной цели помогают исследования гранатов,
коюрые обладают следующими свойства-
ми, позволяющими регистрировать после-
пуклеационную последовательность враща-
кльных движений (относительно выбран-
ной системы отсчета):
I. Вследствие кубической симметрии
кришаллы гранатов обычно имеют более
и 1И менее изометрическую форму.
2. Гранат ведет себя как внутренне
•ссткое тело, которое в процессе аккрецион-
но! о роста приблизительно сохраняет свою
форму, в отличие от многих минералов
м .11 рикса, с которыми он обычно встреча-
г1ся в сланцах.
3. Гранат часто нарастает на по верх-
нос । ях определенных зерен минералов в
окружающей породе, одновременно смещая
и. । и замещая другие зерна. В результате
инкапсулированные зерна минералов пред-
i ынляют собой реликты прежних минераль-
ных ассоциаций, размещенные в пространст-
ис но их парагенезисам. Реликтовые сланце-
пи I ость, полосчатость (плоскость расслое-
ния обозначается SJ и тени давления опре-
деляются по форме останцов, размерам
icpcii и их распределению в агрегатах [12,
К|
4. В гранатах, исключая случаи высоко-
1смнературного метаморфизма, отсутству-
। ыметная объемная диффузия химичес-
ких компонентов. Таким образом, поверх-
iiocib гранатов является эффективным пре-
||Н1С1вием существенных фазовых преобра-
юилний, связанных с диффузией, которая в
прошеном случае оказывала бы влияние на
. • юржащиеся в породе включения.
Р.осмотрим, как деформация породы
отражается в свойствах граната. Допустим,
что гранат нарастает на минералах, кото-
рые определяют сланцеватость и(или) ком-
позиционную полосчатость в окружающей
породе (5е), и пусть порода, не подвергаю-
щаяся воздействию граната, одновременно
находится в поле деформаций с тензором
скоростей деформаций [й, J (сокращенное
обозначение величин [5й, oxj. Вследствие
описанных свойств деформации [й;д] опре-
деляют 5-поверхность таким образом, что
во включении положение S, отражает вра-
щение в среде относительно продолжения
5-поверхности во вмещающей массе (5е).
Наиболее информативным будет рассмот-
рение одной из 5,-поверхностей, а именно
Sic, проходящей через центр нуклеации.
Вблизи центра 5fc обычно указывает на
максимальное закручивание относительно
продолжения поверхности S„ в зоне, уда-
ленной от граната (поверхности 5fc и S„
указаны на рис. 2, на который мы сошлем-
ся ниже). При произвольной связи между
[йц] и SK можно вообразить образование
очень сложных форм 5к. Однако прямые
наблюдения гранатов в разрушенной поро-
де вдоль открытых поверхностей 5^ (см.,
например, на рис. 1, стереоскопическое изо-
бражение образца из юго-восточного райо-
на шт. Вермонт; ср. с рис. 4) обычно по-
казывают, что S^-поверхность имеет срав-
нительно простую нецилиндрическую фор-
му, симметрия которой характеризуется
плоскостью зеркального отражения с двой-
ной осью (осью вращения), перпендикуляр-
ной к ней и расположенной в плоскости 5К.
В той степени, в которой исходные элемен-
ты симметрии (здесь форма граната, 5M и
Ей;,;]) сохраняются во включениях (Sic),
простая форма 5fc указывает на то, что
обычно [й,- ] зависит от 5W. Если в период
нуклеации мы расположим ось Хг в плос-
кости Sec параллельно будущей двукратной
оси симметрии и ось Х2 - в той же плоскос-
ти перпендикулярно Xt и Х3, то простая
форма 5^ показывает, что в процессе де-
формации функция времени [й,-,Д сохраняет
следующий матричный вид:
_ й1#1 О О
[й,-J = 0 й22 й2>3
О й32 й3.3
(1)
48
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
Рис. 1. Стереоскопическое изображение выветрелой центральной композиционной полосы Su, вклю-
ченной в закрученный гранат из вулканитов Стандинг-Понд, шт. Вермонт. Стержень юлсжен
параллельно оси вращения.
где диагональные компоненты принимают
любые значения, включая приращение де-
формации при постоянном объеме, и по
крайней мере одна из недиагональных ком-
понент не равна нулю. Если все компо-
ненты, кроме н23, равны нулю, то дефор-
мация является простым сдвигом, происхо-
дящим параллельно плоскости Sec, и угло-
вая скорость (в рад/с) для сферического
тела, форму которого приблизительно при-
нимает гранат, равна |н2 3/2|. При исполь-
зовании уравнения (1) следует иметь в вицу,
что Sk в центре нуклеации дает результи-
рующее физическое вращение (угол D) гра-
ната относительно данной системы коорди-
нат, если в процессе вращения соблюдается
условие й3 2 = 0. Поскольку доказать его
справедливость невозможно, эмпирически
наблюдаемые повороты (углы <2е) в основ-
ном предназначены для проверки гипотети-
ческих моделей, но они не дают однознач-
ного решения [6].
В случае так называемых закрученных
гранатов, которые нарастали синкинемати-
чески вокруг одной оси, расположенной в
плоскости Se, геометрия поверхности Sic
лучше всего определяется из рассмотре-
ния последовательных стадий развития
центрального поперечного сечения, перпен-
дикулярного оси вращения (рис 2). Вариа-
ции в скорости роста гранатов относитель-
но скорости и направления вращения мо-
гут, конечно, влиять на реальную форму
следа Sic многими способами, например
фиксируя этот след между двумя кпайними
случаями прямая линия-сильно изо’путая
сигмоидальная кривая (рис. 3). Если удает-
ся установить кольцо роста гранатов по
растяжению поверхностей Sec, контг кти-
рующих с поверхностью граната и перехо-
дящих в поверхности Sic, то можно по-
лучить пространственное изображение по-
верхности Sjc. В частности, форму поверх-
ности Sic (рис. 1) достаточно хорошо вос-
производит кольцевая модель, предложен-
ная Томпсоном (см. [6]), в которой кольца
поворачиваются относительно друг друга
вокруг обшей диаметральной оси (рис. 4).
Такая кольцевая модель имеет дополни-
тельное преимущество, позволяя рассмот-
реть поверхность Sic в гранатах, которые
поворачивались во время роста вокруг вто-
рой, возникшей позднее оси, не параллель-
ной первичной оси вращения [5, 6].
Методы изучения закрученных гранатов.
Оценка геометрии реликтовых поверхнос-
тей, включенных в закрученные гранаты,
помогает решению главной задачи, сфор-
мулированной в первой части статьи. Гео-
метрия этих образований изучается различ-
ными методами [6]. Особенно важным яв-
ляется определение реликтовых осей вра-
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
49
Рис. 2. Схематическая иллюстрация стадий раз-
пития центрального поперечного сечения со сле-
пом поверхности Sic в закрученном гранате (вид
и направлении оси вращения
Рис. 3. Микрофотография шлифа закрученною
(«снежный ком») граната из известкового сланца
нижней формации Уэйтс-Ривер западный край
купола Честер, шт. Вермонт. Направление на
север (на рисунке) параллельно оси вращения,
вращение происходило против часовой стрелки
вокруг оси в эпизоде 1 акадского диастрофизма
(см. текст). Здесь 5,-поверхность включает слан-
цеватость реликтов, определяемую по уплоще-
нию зерен кварца и кальцита.
тения, отражающих время роста гранатов.
Их можно установить непосредственно, ес-
чи поверхность обнажена (рис. 1). В про-
шеном случае эта задача проще всего ре-
Шиется для сильно закрученных гранатов.
На образцах известной ориентации делают
серию непараллельных между собой сре-
юв, каждый из которых параллелен про-
извольно выбранному направлению (обыч-
но перпендикулярному Se). Реликтовая ось
вращения будет параллельна тому срезу,
на зываемому здесь нулевым, на котором не
видно признаков вращения. Другое мно-
жество аналогично полученных непарал-
1сльных срезов, каждый из которых про-
веден перпендикулярно нулевому, образует
в юрой нулевой срез. Параллельно линии
нс ресечения двух нулевых срезов распола-
111стся реликтовая ось вращения. Если в
образце реликтовая ось вращения оказа-
шсь параллельной плоскости Se, то закру-
ченный гранат из данного района в процес-
. роста, вероятно, подвергался вращению
вокруг одного направления, расположенно-
|«> в Sc. Тоща угол вращения для этого
п|К"мснного интервала £1е определяется -с
помощью центрального сечения, проходя-
щею перпендикулярно оси вращения. В
Рис. 4. Фотография кольцевой монели, иллюст-
рирующая образование S^-поверхностей в зак-
рученном гранате jcm текст). Для удобства срав-
нения координатные оси на рис. 1 были выбраны
так, что рис. 2 и 4 соответствуют друг другу по
направлению и приблизительно по величине по-
воротов.
I
50
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
этом сечении угол £2е близок к максималь-
ному углу кажущегося поворота, наблю-
даемому при исследовании достаточно
большого множества гранатовых срезов
или серии постепенно измельчаемых сече-
ний; при этом найденный срез имеет наи-
большую площадь сечения. Если в период
роста граната вращение происходило по-
следовательно вокруг двух непараллельных
осей, лежащих в плоскости Se, то более
поздний поворот приведет к выходу ранней
оси вращения из плоскости Se. Первичная
реликтовая ось вращения устанавливается
методом нулевых срезов или из рассмотре-
ния S—поверхностей, проходящих внугри
гранатов, а вторичная ось определяется по
наблюдениям внешних зон граната и вто-
ричных складок волочения во включающей
породе [5].
Орйентация ранней оси вращения в плос-
кости S€ и угол поворота устанавливаются
путем графического вычитания позднего
поворота, который привел к выходу ранней
оси из плоскости Se при ее движении по
малому кругу вокруг другой оси, лежащей
в плоскости Se. Поворот по малому кругу и
дает угол вращения, связанного с более
поздним событием.
Геологическое приложение. Оба выше-
описанных подхода успешно применялись
при использовании закрученных гранатов
для интерпретации тектонометаморфичес-
кой эволюции части Аппалачского ороген-
ного пояса, расположенной на юго-востоке
штата Вермонт [5]. Здесь в сланцах, ве-
роятно, кембрийского возраста крупные за-
крученные гранаты имеют две отчетливые
зоны роста и одновременно вращения во-
круг непараллельных осей, разделенных
угловым несогласием. Эти наблюдения с
учетом отсутствия подобных несогласий в
существенно более крупных закрученных
гранатах из вышележащих силурийско-де-
вонских толщ показывают, что древние
породы, предшествовавшие силурийско-де-
вонским отложениям, уже испытали текто-
нометаморфизм (вероятно, в ордовике, на
что указывают геохронологические иссле-
дования в Вермонте).
Гранаты силурийско-девонских толщ,
как показывают исследования по описан-
ной методике реликтов с S-поверхностями
(в частности, с S^), обычно имеют две
реликтовые оси вращения, не разделенные
несогласием, которое обусловлено их рос-
том. Внутренние или ранние оси вращения
(признак акадского диастрофического со-
бытия I) смещены из плоскости Se при
повороте вокруг внешних или поздних осей
(признак акадского диастрофического со-
бытия II), расположенных в плоскости Se
под углом к ранним осям. Далее ранние оси
вращения после графической поправки на
вторичный поворот будут коаксиальны и
генетически связаны с крупномасштабными
тектоническими покровами, переместивши-
мися к западу и сформировавшимися во
время события I до сводо- и складкообра-
зования в антиклинории Грин-Маунтин и в
период события И при растяжении обрам-
ленных гнейсовых куполов. Позже в собы-
тии II гранаты регистрируют движение,
приводящее к скручиванию одного из мень-
ших по размеру покровов с образованием
по крайней мере одной обратной складки
[2]. Углы закручивания гранатов в событии
I намного больше (до 10 рад), чем в собы-
тии II (до 2 рад).
Тектоническая история двух событий
иллюстрируется на рис. 5 для современно-
го примерно широтного разреза, проходя-
щего через купол Честер и восточное крыло
антиклинория Грин-Маунтин (ср. с рис.
14-11 в [5] и рис. 3-22 в [2]). На рисунке
значки вращения показывают последова-
тельность и направления поворотов, разре-
шенных в плоскости разреза, проведенного
через две указанные зоны. Следует отме-
тить, что покровы, сформировавшиеся в
событии I, проявляются как складки по-
слойного скольжения, что видно из про-
хождения гранатов при их закручивании
через осевые поверхности. Картина враще-
ния гранатов в событии II более сложная.
Как и в событии I, при вращении гранаты
пересекают аксиальные поверхности силь-
но изогнутых с информ и движутся вблизи
этих поверхностей. Возможно, это-следст-
вие образования флексурных складок при
послойном скольжении в результате гори-
зонтального сжатия в направлении вос-
ток-запад. На большей глубине внутри
куполов вращение может отражать выдав-
ливание гнейсовых ядер, вызванное силами
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
51
з-сз
73° 72° 71° 70*
Л----। / 11------П
I ' I
| ВЕРМОНТS • МЭН
I £ + +
, \ / НЬЮ- : Г
’ /ГЭМПШИР 1 /
в-СВ
45'
44*
ръ 2,76 г-см"3
МАССАЧУСЕТС
КОННЕК-
тикут |А Й,
Карта-схема
43*
42'
pss2,80
х €05
,€\
\ хО = 2,76
И" \___ 2 Sq^
V$--” х
Восточное крыло pt V\ Улыпра-
днтиклинория | хА \ основные
Грин-Маунтин и \ пороЭы
) П'
Д2) Купы Честер
/«2,69

С L
ДИАСТРОФИЧЕСКОЕ СОБЫТИЕ П
Гис. 5. Поперечные разрезы, иллюстрирующие тектоническое развитие купола Честер, шт. Вермонт,
по время акадской орогении на севере Аппалачского орогенного пояса. Значки вращения указывают
им последовательные повороты в двух главных диастрофических эпизодах (по наблюдениям
«крученных гранатов в плоскости сечения и вне ее). Диастрофизм события I связан с наступлением
надвигов с восточной стороны. Диастрофизм события II ассоциируется со взбросовым движением
купола под действием сил плавучести и с отступанием к востоку края антиклинория Грин-Маунтин
(см. текст). D! серый сланец; SDp- зеленые сланцы (вулканические); Sw известковые сланцы и
филлиты; Ss-зеленые сланцы и амфиболиты (вулканические); Sg кварцево-полевошпатовые и
и шестковые сланцы и филлиты; eOS сланцы, гнейсы, амфиболиты, е- очковые, альбитовые и
парагонитовые сланцы, доломиты; U-главное несогласие; е-полимстаморфические гнейсы, сланцы,
иА|фиболиты, мраморы.
52
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
Рис. 6. Геологическая карта и разрез области, расположенной между массивами Готард и Луко-
маньо, кантон Тессин, Швейпария. Показаны направления и величины поворотов во время альпийс-
кого метаморфизма, определяемые по закрученным гранатам и циозитам (см. текст).
100 угол вращения t гоавуса>
g гранат
z цоизит
ЗАКРУЧЕННЫЕ
ПОРФИРОБЛАСТЫ
плавучести из-за сравнительно низкой плот-
ности гнейсов. На меньшей глубине, внутри
очень пластичных силурийско-девонских
филлитов и известковых сланцев, вращение,
по-видимому, обусловлено движением на
восток антиклинория Грин-Маунтин и подъ-
емом купола Честер, на что указывают
линии течения на рис. 5, Это крупномас-
штабное перемещение, захватившее глав-
ные структуры события II, напоминает дви-
жения, приводившие к образованию обрат-
ной складчатости в Центральных Альпах.
Отступания блоков или ретрошарьяжи, ве-
роятно. объясняются наклоном к востоку
субстрата, подстилающего антиклинорий и
купол, возможно, вследствие крупного и
глубинного разломообразования, затронув-
шего подлитосферную область на западе
района в событии II.
Рассматривая использование закручен-
ных гранатов в изучении региональной тек-
тоники, Розенфельд [7, 9] показал что
кинематика Центральных Альп частично
сопровождалась прогрессивным метамор-
физмом после формирования массивов в
упомянутом выше процессе образования
обратной складчатости. В падающих на
север слоях опрокинутого изоклинального
синклинория, между дотриасовыми поро-
дами массивов Готард и Лукоманьо, за-
крученные гранаты в очень пластичных из-
вестковых сланцах лейаса и примыкающих
к нему триасовых, а также более древних
отложений характеризуются таким направ-
лением вращения, при котором южная
часть слоев приподнята, и направление вра-
щения в синклинории сохраняется неизмен-
ным (рис. 6) (подобные соотношения в об-
ратной складчатости Розенфельд и Итон
[10] наблюдали на востоке шт. Коннекти-
кут). Такая деформация, вероятно, обуслов-
лена относительным сдвигом двух жестких
массивов в процессе их наклона к югу,
породившего сползание материала в том
же направлении в олигоцене. Это спслза-
ние, которое ранее описывалось в отдель-
ных местах Швейцарских Альп как крупно-
масштабная обратная складчатость (напри-
мер, зона Церматт), считается теперь собы-
тием, имеющим много общего с . (виже-
ниями в западной части Новой Англии
Считается, что происходило перемещение
теплопроводящего материала в процессе
термической релаксации, вызвавшее пово-
рот изоград прогрессивного метаморфизма
относительно измененных пород приблизи-
тельно в направлении закручивания грана-
тов и противоположно направлению вра-
щения осевой плоскости изоклинального
синклинория и ограничивающих его мае-
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
53
Рис 7. Вид на запад обратной складки в альпийском Камполунго, кантон Тессин, Швейцария. Более
риппяя изоклинальная сигмоидальная складка в триасовом доломите окружает более позднюю,
1ЮЧ1И горизонтальную обратную складку. Обратная складчатость связана с альпийским метамор-
фи imom, при котором образовались закрученные гранаты в указанной области и к северу от нее.
1ч шие сыроварни показывает масштаб.
»инов. Таким образом, сползание может
пзиять на наблюдаемый синтектонический
рост гранатов в этой зоне и расположение
и им рад, приводя в дальнейшем к пересече-
нию их с поверхностью Земли в процессе
поднятия и денудации. Петрологический
Н1.1ЛИЗ показывает, что породы зоны To-
ut рд-Лукоманьо повернуты на угол около
’<> с максимумом метаморфизма в направ-
1П1ИИ, противоположном наклону обрат-
ной складчатости. Это вращение и соот-
шчственно большая денудация на юге при-
нт ми к обнажению пород большей степени
мп аморфизма и связанной с ними эффект-
ной обратной складки, вложенной в сиг-
моидальную изоклинальную складку ба-
ш итого доломита в триасовых отложе-
ниях альпийского массива Камполунго в
/,5 км к югу от синклинали Пайора (вид в
направлении на запад см. на рис. 7; на
севере-лейасовые слои, на юге-дотриасо-
вые породы покрова Симано). В южном
направлении развивается также дополни-
тельная синформа Чиера с падающей на
север аксиальной поверхностью [3].
В Аппалачах и Альпах неглубокие слои
сланцев захватывались более поздними
движениями в направлении, проходящем
через уже развитые массивы и противо-
положном направлению предшествовавше-
го движения покровов. Эти движения ука-
зывают на последующую стадию столкно-
вения континентов, когда литосферная пли-
та с одной стороны шовной зоны надвига-
лась на противоположную сторону до тех
пор, пока силы плавучести не останавлива-
ли этот процесс. Однако пластичные по-
роды соскальзывали с вершины надвигаю-
щейся плиты вниз, пересекая более глубо-
кие и мелкомасштабные ранние структуры.
54
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ГРАНАТЫ
Тектонофизическое приложение. Данные
по закрученным гранатам использовались
в теоретическом анализе тектонофизичес-
ких моделей эволюции гнейсовых куполов
[1]. Исследования закрученных гранатор
в микроскопическом масштабе позволяют
прояснить ряд особенностей метаморфи-
ческих пород. Они дают существенную ин-
формацию для разработки новой теории
происхождения сланцеватости [9]. Резуль-
таты Розенфельда [5] вместе с геохроно-
логическими данными [4] указывают на
сравнительно большие скорости деформа-
ции в главной фазе акадской складчатости
(событие 1) на юго-востоке шт. Вермонт.
Нейлор [4] считал, что такие скорости
деформации согласуются с предполагаемы-
ми скоростями столкновения континенталь-
ных плит. В известковых сланцах с вяз-
костью значительно меньше 2-Ю20 П при
метаморфизме скорость деформации, про-
текавшей при сдвиговых напряжениях 1-10
бар, существенно превышала 10-14с-1.
Простые оценки показывают, что эффект
нагревания при такой деформации незначи-
телен [6]. Illi ,рокая распространенность
включений с тенями давления в реликтах
гранатов [12] показывает, что процесс
растворения под давлением, сопровождав-
шийся межзерновым скольжением закручи-
ваемых зерен, был главным механизмом
деформации при росте гранатов, и он от-
разился в большой величине деформации.
Вывод о таком широком действии эффекта
растворения под давлением в процессе де-
формации не имел оснований, пока Шоне-
фельд не сообщил о своих проницательных
и важных наблюдениях. Таким образом,
закрученные гранаты служат ископаемым
индикатором не только длительности де-
формации, но и химического процесса или
механизма такой деформации. Эти наблю-
дения и интерпретации проливают свет на
смысл теоретической работы Раттера [11],
который рассмотрел связь дефор нации при
растворении под давлением с общей про-
блемой законов течения, описывающих де-
формацию пород.
Джон Л. Розенфельд (John L. Ro-
senfeld, Dept, of Geology, University
of California at Los Angeles, Los
Angeles, California 90024).
ЛИТЕРАТУРА
1. Fletcher R.C.. 1972, Application of a mathema-
tical model to the emplacement of mantled
gneiss domes. Am. Jour. Sci 272, 197 216.
2. Hepburn J. C., Trask N. J., Rosenfeld J. L. and
Thompson J. B., Jr.. 1984, Bedrock geology
of the Brattleboro Quadrangle, Vermont-New
Hampshire, Vermont Geol. Survey Bull. 32.
3. Milnes A. G., ’976, Structurelle Probleme im
Bereich der Schweizer Geotraverse-das Lukma-
nier-Massiv, Schweizer Mineralog. Petrog. Mitt.
' 56, 615-018.
4. Naylor R.S., 1971, Acadian orogeny: an/abrupt
and brief event, Science 172, 558-560. /
5. Rosenfeld J. L., 1968, Garnet rotations । due to
the major Paleozoic deformations in southeast
Vermont, in E. Zen et al., eds., Studies of
Appalachian Geology: Northern and Maritime.
New York: Wiley-Interscience Publishers,
185 202.
6. Rosenfeld J. L.. 1970, Rotated garnets in me-
tamorphic rocks, Geol. Soc. America Spec.
Paper 129, 105 p.
7. Rosenfeld J. L.. 1978a, Snowball muscovite in the
central Swiss Alps: an internal recorder of
tectonometamorphism, Geol. Soc. America Abs.
with Programs 10, 481.
8. Rosenfeld J. L., 1978b, A study of some typical
inclusion patterns in strongly paracrysl Jim"
rotated garnet: Discussion, Tectonophysics 47,
177-179.
9. Rosenfeld J.L., 1985, Schistosity, in H-R WenK,
ed., Preferred Orientation in Deformed Metals
and Rocks: An Introduction to Modern Texture
Analysis Orlando: Academic Press, Inc., 441-
461.
10. Rosenfeld J__and Eaton G. P„ 1985, Geology of
the Middle Haddam Area, Revisited, in State
Geological and Natural History Survey of Con-
necticut Guidebook NO. 6. Hartford, Conn.:
Natural Resources Center, Department of Envi-
ronmental Protection, 297-321 + abstract (in-
sert) + 5p. road log (insert).
11. Rutter E. H 1976, The kinetics of rock deforma-
tion by pressure solution, Philosophical Tran-
sactions of the Royal Society of Lend эп 283A,
203 219.
12. Schoneveld C., 1977, A study of some typical
inclusion patterns in strongly paracrystailine-
rotated garnets, Tectonophysics 39, 453 471.
МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ КЛИВАЖ
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС ЯДЕР
см. КОРДИЛЬЕРСКИЕ
МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ
МЕТОД ПЛОСКОГО ДОМКРАТА-
см. ИЗМЕРЕНИЕ НАПРЯЖЕНИЙ
В МАССИВАХ ПОРОД
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
55
милонит -
<м. КОРДИЛЬЕРСКИЕ
Ml' ГАМОРФИЧЕСКИЕ КОМПЛЕКСЫ
1ИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
Милонитовые породы -это тип обломоч-
ных пород (образующихся при разрушении
и дроблении обломков пород или мине-
ральных зерен). Они делятся на протомило-
IIMI ы, милониты и бластомилониты (рис. 1)
| 24]. Милонитовая порода представляет
собой рассланцованную метаморфическую
породу, в которой первоначальный размер
юрен уменьшился без потери сплошности
породы. Эта особенность отличает милони-
юные породы от других обломочных по-
род, таких, как разломная брекчия, глинка
। рения и катаклазит (см. Катакластические
породы).
Протомилонит - милонитовая порода,
содержащая более 50% порфирокластов
(реликтовых зерен материнской породы)
и незначительно перекристаллизованная
[ 24]. Большая часть порфирокластов в про-
юмилоните хорошо видна невооруженным
। лазом. К истинному милониту относится
милонитовая порода, не подвергнутая за-
метной перекристаллизации и содержащая
К) 15% порфирокластов [24]. Большинст-
во порфирокластов в истинном милоните
видны невооруженным глазом (размер бо-
лее 0,2 мм). Ультрамилонит-милонитовая
порода с содержанием порфирокластов ме-
нее 10% и без признаков существенной
перекристаллизации [24]. Порфирокласты
в ультрамилоните обычно имеют размер
менее 0,2 мм. Филлониты включают истин-
ные милониты и ультрамилониты. Милони-
товый гнейс -милонитовая порода, содер-
жащая более 30% порфирокластов и значи-
ельно герекристаллизованная [24]. Мило-
нитовый сланец аналогичен милонитовому
пейсу, но имеет сланцевую (листоватую,
но недостаточно расслоенную), а не гнейсо-
вую (листоватую и расслоенную) структу-
ру. Порфирокласты в милонитовом гнейсе
и милонитовом сланце в основном видны
невооруженным глазом. Бластомилонит -
существенно перекристаллизованная мило-
пи1овая порода с содержанием порфиро-
кластов менее 30%. Размер порфироклас-
тов в бластомилоните меньше 0,5 мм.
Другие определения. Термин милонит
происходит от греческого слова, означаю-
щего «молоть, дробить, измельчать». Во
многих случаях он определялся и употреб-
лялся неоднозначно, что породило значи-
тельные неясности в литературе. Лапуорт
[32] впервые определил милонит как «тек-
тоническую брекчию со структурой тече-
ния, в которой размельченное кремнистое и
каолинитовое месиво лишь частично окрис-
таллизовано». Хотя и Лапуорт не описал
структуру течения, но ясно, что этот тер-
мин был использован для обозначения
сланцеватости с расслоенностью или без
нее, и порода с такой структурой содержала
признаки течения. Милониты того типа,
который указан Лапуортом, были найдены
вдоль надвига Мойн в северной Шотлан-
дии.
Хиггинс [24] приводит следующее опре-
деление истинного милонита: «Связная тек-
тоническая брекчия с текстурой те1 ения,
которая может быть макроскопической или
видимой только в шлифах, с порфироклас-
тами размером обычно более 0,2 мм. Эти
порфирокласты составляют приблизитель-
но от 10 до 50% породы. Милониты в
основном перекристаллизованы и до неко-
торой степени включают даже новообразо-
ванные минералы (неоминерализация), но
доминирует в них катакластическая струк-
тура».
Тернер и Ферхуген [52] называют мило-
нитовой «структуру пород типа s-тектони-
тов, которые развивались под влиянием
проникающего движения одного из мно-
жеств параллельных или субпараллель-
ных s-плоскостей». Они предполагают, что
сланцеватость (текстура течения) «отража-
ет скольжение в одной из систем парал-
лельных s-плоскостей».
Белл и Этеридж [4] определяют мило-
нит как «сланцеватую породу обычно с
линейной структурой и мегакристами,
появляющимися в узких плоских зонах
интенсивной деформации. Милонит часто
измельчен более тонко, чем окружающая
его • порода, в которую он постепенно
переходит».
«Толковый словарь английских геоло-
58
М^по. 1ИТ0ВЫЕ ПОРОДЫ
Рис. 2. Микроструктуры милонитовых пород, а-порфирокластическая структура в кварпе; б-вол-
нистое погасание в кварце; в-кинкбанды в слюде; г—искривленный тлагиоклаз; д- деформированные
двойники плагиоклаза; е—ленточный кварц; ж-дислокационные структуры в кварце, длина масш-
табного отрезка 1 мкм [53].
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
59
Рис. 2 (продолжение).
60
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
0.2мм
Рис. 2 (продолжение).
10. Мощность милонитовых зон может
превышать 2,5 км [17].
11. В милонитовых породах зерна пе-
рекристаллизованного кварца могут быть в
3-5 раз больше, чем зерна перекристалли-
зованного полевого шпата [20].
12. Чем выше температура процесса об-
разования милонитов, тем больше размер
их зерен [20].
13. Частично расслоенность в милони-
тах обязана процессам метаморфической
дифференциации, поскольку материнские
породы не были слоистыми [40, 44].
14. Степень метаморфизма в милонито-
вых зонах обычно возрастает в направле-
нии к главному разлому или окраине плиты
[5, 41].
15. Внутри милонитовых зон может
протекать процесс метасоматоза [29, 36].
Стадии развития милонитовых пород.
Протолитом (материнской породой) мило-
нитовой породы может быть порода прак-
тически любого состава. Однако милонито-
вую структур} проще всего наблюдать в
милонитизированных кварцитах и гранит-
ных породах. В процессе милонитизация
вначале образуются протомилониты, затем
милониты и ультрамилониты и, наконец
псевдотахилиты.
Протомилониты. На ранних этапах об-
разования милонита в кварце разбивается
структура, обусловливающая волнистое
погасание, затем он дробится на грани
цах зерен, образуя порфирокластическук
структуру (рис. 3). На этой стадии слю
дистые минералы образуют кинкбанды, |
кристаллы полевого шпата изги5аюн и
и (или) захватываются деформационным
двойникованием (рис. 2). В более рг шитом
состоянии протомилонита порфирокласз г.1
кварца и полевого пшата почти полностью
окаймляются мелкозернистым кварцем,
полевым шпатом и другими минералами
Как уже говорилось, порода относится я
протомилониту, если доля порфирикластоя
в ней превышает 50%.
Истинные милониты. Непрерывное дря I
ление протомилонита в конечном счете
приводит к образованию истинного мил.-
нита, в котором содержится от 10 до 50°
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
61
111|>к > 1ЖС11ИС).
62
милонитовые породы
Рис. 2 (продолжение).
1мкм
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
63
Гпикая „метелки" мусковита
Hs гнутые сЭвойникованные
ламелли в неперекристал-
лцмванном плагиоклазе
Мусковит
а
I 1мм ,
„Мозаика" кристал-
лобластического
кварца и полевого
шпата
Прожилки" тонкозерни-
стого кварца и полевого
шпата
I («перекристаллизованное
••оно плагиоклаза
никованием
и трещинами
Окатанное зерно кварца
Деформированное
зерно кварца
Крайне удлиненное
зерно кварца
Перекристаллизо-
ванный кварц,
порфирокласт
•-.очка” мусковита
-> <рани кварцевого зерна
№) кварца (сильно _
рмированное, почти
о»р "«нообразное)
Деформация
Перекристал-
лизованные катакласты
! 1ММ t
I • * 11 рисовки микроструктуры протомилонита. а-Москоу-Маунтин, шт. Вашингтон, материнс-
<•« i,i । ранит; б-Голубой хребет, шт. Виргиния, материнская порода-кварцит [24].
64
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
/
порфирокластов. Они включены в матрицу
очень тонкозернистого кварца, полевого
шпата и (или) других минералов.
Ультрамилониты. Продолжающееся из-
мельчение истинного милонита уменьшает
почти все порфирокласты до размеров са-
мых маленьких зерен. В дальнейшем раз-
малываются зерна ультрамилонита, в ре-
зультате чего порода становится настолько
тонкозернистой, что принимает вид кремня
с раковинным изломом.
Псевдотахилиты. На заключительной
стадии развития милонитов образуются
псевдотахилиты. Это стекловатые поро-
ды, напоминающие тахилит (вулканическое
стекло базальтового состава), но обпазую-
щиеся в результате полного или частичного
плавления пород на границе зон скалыва-
ния (см. Псевдотахилиты). Обычно псевдо-
тахилиты проявляют свойства интрузив-
ных пород и содержат стекло, если породы
были перекристаллизованы. Псевдотахили-
ты, как правило, ассоциируются с милони-
товыми породами [3], и их происхождение
связывают с фрикционным нагреванием
при движении в зонах разломов (например,
[24]).
Хрупкость и пластичность. Ясно, что в
целом милонитовые породы пластичны,
так как по определению они не теряют
своей первоначальной сплошности. Однако
многие исследователи (например, [24]) свя-
зывали милонитовую микроструктуру с
хрупким разрушением, хотя другие авторы
объясняли ее пластической деформацией
(например, [4, 20, 35]). Листер и Прайс,
Этеридж и Уилки считают дислокационное
скольжение одной из главных причин раз-
вития ориентированных структур в мило-
нитизированных кварцитах (см. Пластичес-
кая деформация горных пород и породообра-
зующих минералов).
Определенные микроструктуры в мило-
нитовых породах (например, изгибы пла-
гиоклаза и кинкбанды в слюдах) несомнен-
но порождены пластической деформацией,
и, возможно, пластичность приводит в ми-
лонитовых породах (таких, как кварциты) к
ориентировке кристаллов кварца вдоль оси
с. Однако маловероятно, чтобы развитие
порфирокластической структуры в кварце
милонитовых пород объяснялось пласти-
ческой деформацией, хотя эта структура
характерна для большинства милонитовых
пород. Она могла образоваться путем хпуп-
кого разрушения, зерен в процессе ыгграгра-
нулярного скольжения внутри милонитовых
пород (см. Пластическая деформация гор-
ных пород и породообразующих минералов)!
Простой и чистый сдвиг. Простой сдви.
включает смещения вдоль близко располо-
женных (в пределе бесконечно близких)
плоскостей. Это похоже на то, как соскаль-
зывает колода игральных карт, на которую
надавили с одной стороны (рис. 4,6). Пои
простом сдвиге частицы, находившиеся ра-
нее на сфере, после деформации образую!
эллипсоид (рис. 5, а). Растяжение происхо-
дит в направлении под углом к плоскости
скольжения, но с ростом величины смеще-
ния это направление приближается к парал-
лельности плоскостям сдвига [19].
Деформация чистого сдвига возникает в
результате уплощения по поверхности, пер
пендикулярной направлению максимально-
го напряжения (рис. 4, а). При этом перво-
начальная сфера деформируется в эллип-
соид, длинная ось которого ориентирована
перпендикулярно направлению максималь-
ного главного напряжения (рис. 5,6). В
предельных случаях эллипсоиды деформа-
ции чистого и простого сдвигов практичес-
ки подобны.
Милонитизация пород может протекать
при простом или чистом сдвиге, а также
при одновременной деформации этих двух
типов ([3] и ссылки в этой работе). Некото-
рые милониты в микроскопическом и (или)
макроскопическом масштабе имеют орто-
ромбическую структуру. К ним относятся
милониты Кордильерского метаморфичес-
кого пояса, гор Рафт-Ривер на северо-запа-
де штата Юта [12], гор Кобекуид в Новой
Шотландии [19]. Хотя к орторомбической
структуре может приводить расплющива-
ние при чистом сдвиге, если деформация
достаточно велика, односторонние мзиже-
ния также способны порождать эту струк-
туру, так как направление растяжения .три
таких движениях приближается (это отме-
чалось выше) к параллельности плоскостям
скольжения [19].
Некоторые милониты в мезоскопичес-
ком масштабе имеют моноклинальное
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
65
1*ис. 4. Связь между (а) чистым сдвигом (плоская деформация)! и (б) простым сдвигом [26].
Гис 5. Деформация сферы при (а) простом сдвиге (плоская деформация) и (б) чистом сдвиге.
। роение. Они встречаются в Кордильерс-
ком метаморфическом поясе, в горах Бит-
еррут, шт. Монтана [21, 46], горах Кли-
pvoicp на севере штага Айдахо [46], в
puhoiie Парри-Саунд на юге провинции
। >ншрио [16], в Гренвиллском фронте на
мио-востоке Онтарио [34]. Происхождение
них милонитов, по-видимому, связано с
и ф .рмацией простого сдвига.
Милонитовые породы обычно приуро-
пы к зонам, тонким в сравнении с их
I iII lit |Ц и глубиной. Для того чтобы в них
могла происходить деформация чистого
сдвига, материал должен был выжиматься
вверх по падению этих зон, так как расплю-
щиваемый материал не мог смещаться по
горизонтали (орогенные пояса достаточно
длинные и их можно считать ограниченны-
ми по латерали1 и.л вниз по падению
(рис. 6). Подтверждения подобной экстру-
зии материала у автора нет, но можно
предполагать, что выжатый материал быст-
ро срезался эрозией. Однако, по мнению
автора, наиболее вероятным способом ми-
66
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
Рис. 6. Воздействие на милонитовую зону (а) чистого сдвига и (б) простого сдвига.
лонитизации должен быть механизм прос-
того сдвига с небольшим вкладом чистого
сдвига [42].
Тектоническая обстановка. Большинст-
во (если не все) милонитовых пород обна-
ружено либо на современных и древних
окраинах плит, либо поблизости от них.
Они появляются в основном на конвергент-
ных, внутриплатформенных и трансформ-
ных границах плит. Конвергентные грани-
цы, к которым приурочены милонитовые
зоны, включают зоны субдукции на грани-
цах континент - океан, обдукции на границе
континент - океан и сами границы конти-
нент - континент.
Зоны субдукции на границе континент -
океан. В зонах субдукции происходит интен-
сивное сдвигообразование в резудатате под-
дайте океанической плиты под континен-
тальную. Милонитовые породы могут раз-
виваться вдоль этих зон и в примыкающих
к ним орогенных поясах.
Примером милонитовых пород, при-
урсченнь” к зонам субдукции, являются
подвергнувшиеся скалыванию граувакки,
найденные под надвигом, который прохо-
дит по контакту комплекса Сакраментэ-
Валли с Францисканской формацией в се-
верной Калифорнии [5, 37]. По этому раз-
лому проходила, вероятно, граница плит в
прошлом, во время отложения комплекса
Сакраменто-Валли и Францисканской фор-
мации, которые образовались в период от
поздней юры до раннего кайнозоя (напри-
мер, [18]). В районе вокруг гор Сау г-Ф эрк
Блейк и др., Монсен и Аалто [5, 37] описа-
ли, как не затронутые сколом граувакки
переходят кверху в граувакки, зоны с щита,
характеризующиеся истинным кливажем,
еще выше эти граувакки переходят в квар-
цево-слюдяные сланцы (сланцы гор Саут-
Форк). Авторы не называют деформиро-
ванные граувакки милонитами, но, по-види-
мому, эти породы вполне удовлетворяют
принятому здесь определению милонитов.
Скалывание (милонитизация) в этих грау-
вакка:., вероятно, протекало в результате
фрикционного сопротивления (волочения)
на окраине плит, когда Францисканская
формация пододвигалась под континенталь-
ную окраину, на которой формировался
комплекс Сакраменто-Валли.
В горном поясе, по соседств^ с зоной
субдукции, развивались милонитовые по-
роды вследствие утолщения коры и фрик-
ционного сопротивления (волочения) на
границах плит. Горный пояс образовался
на западной окраине Северной Америки в
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
67
поздней юре (в период зарождения комп-
лекса Сакраменто-Валли Францисканской
формации). Этот период горообразования
называется невадской орогенией, во время
ко горой отложения Кор цьтьерской г еосин-
клинали/геоклинали подвергались интен-
сивному складкообразованию, надвигооб-
разованию и метаморфизму (см. Тектони-
ка плит и механизмы складкообразования,
надвигообразования и метаморфизма). Вдоль
указанных надвиговых зон в то же время
ре (вивались милониты, и, возможно, мило-
нитизация продолжалась в начале мела.
Примеры подобной милонитизации найде-
ны в комплексе Шусуоп на юге Британской
Колумбии [8, 42, 48]. Эти милониты распо-
Я1 аются вдоль висячего крыла падающих
hi запад надвигов, где высокометаморфи-
юванные породы надвинуты на метамор-
фические породы несколько меньшей сте-
пени метаморфизма [48].
Зоны обдукции на границе континент—
океан. В зонах обдукции протекало интен-
сивное скалывание в результате надвигания
океанической плиты на континентальную.
Вдоль таких зон могут развиваться мило-
нитовые породы. Например, в подобной
обстановке сформировались милониты
комплекса Сенг-Антони на западе Нью-
ф'^ндленда [28, 29]. Здесь над главным
разломом, под офиолитовым комплексом,
находится 40-100 м обогащенных биоти-
1ом милонитовых пород. В процессе обра-
ювания милонитов в них широко проявлял-
ся метасоматоз [29]. Офиолиты, покры-
вающие милонитовые породы, в основном
представляют собой выдавленную океани-
ческую кору [38], которая подвергалась
шщукции на ранней стадии столкновения
< сверной Америки и Европы в раннем или
среднем ордовике [47].
Границы континент-континент. Мило-
на ювые породы широко представлены на
I рапицах, образующихся между двумя стал-
кивающимися конз инентальными плитами.
Они были найдены в Аппалачском ороген-
ном поясе, в графстве Нью-Лондон, шт.
Коннектикут [44], в горах Кобекуид, Новая
Шотландия [19], в комплексе основания в
I олубом хребте, шт. Виргиния [36], зонах
|ы «ломов Товалига, Гот-Рок и Бартлеттс-
фцрри, шт. Джорджия и Алабама [24],
вдоль зоны Бревард [51]. В каледонском
складчатом поясе милонитовые породы об-
наружены в надвиге Мойн на севеое Шот-
ландии [14, 53, 56], в ассоциации с покро-
вом Сог-Йотун в Норвегии [6] и в шведс-
ких каледонидах [57]. В герцинском (варис-
цийском) складчатом поясе милониты наб-
людаются вблизи Брагако, Португалия [6]
и в Пиренеях [10]. В Альпийском складча-
том поясе милонитовые зоны известны в
Швейцарии [44, 49] и вдоль надвига горы
Олимп в Греции [1]. Наконец, милонито-
вые породы найдены в провинции Грен-
вилл, вдоль Гренвиллского фронта [33, 34],
в районе Парри-Саунд на юге провинции
Онтарио [16], вдоль разлома Берлей вбли-
зи Берлей-Фоллс также в Онтарио ([23],
Сейферт, неопубликованная работа) и в
горах Адирондак [55]. Три из перечислен-
ных выше районов кратко описаны ниже.
Гренвиллский фронт. Взгляды на
происхождение этого фронта чрезвычайно
разнообразны [15]. Эту структуру описы-
вали как зону ме~аморфизма (например,
[22]), сдвиг [7], взброс (например, [15])
или как комбинацию процессов метамор-
физма и разломообразования [33, 34].
Гренвиллский фронт, вероятно, представ-
ляет собой в основном взброс, образовав-
шийся в результате надвигания Гондваны
на Северную Америку, когда эти континен-
ты столкнулись приблизительно 1,2 млрд,
лет назад [45].
К западу от Садбери, Онтарио, милони-
товые породы расположены как над, так и
под краевым разломом Гренвиллского
фронта. Этот разлом приблизительно сле-
дует по изограде ставролита, и не наблю-
дается резкого внезапного изменения ступе-
ни метаморфизма вкрест простирания раз-
лома [34], по крайней мере вблизи Садбе-
ри. Вдоль разлома милонитовые породы
имеют мощность около 100 м. Кроме того,
в 150 м над первой зоной находится вторая
милонитовая зона мощностью около 60 м
[34].
Расслоенность милонитов, расположен-
ных вдоль разлома, простирается в направ-
лении СВ 45°, т. е. приблизительно ориен-
тирована по разлому [34]. Угол падения
разлома неизвестен, но расслоенность имеет
падение около 60° на юго-восток [34]. Ли-
МИ1 HHTCt- J .TOWU'a
8
нейность развита в плоскости разлома и
погружается под углом 55° в направлении
ЮВ 160". Таким образом, приблизительно
линейность направлена вниз по падению
плоскостей расслоения [33]. Для других
районов Гренвиллского фронта также ха-
рактерны линейные структуры, погружаю-
щиеся вниз по падению [15]. Поскольку эти
линейные структуры приблизительно пер-
пендикулярны простиранию Гренвиллского
фронта, они, вероятно, формировались па-
раллельно направлению растяжения (па-
раллельно оси а эллипсоида деформации).
Складки в этой зоне часто обнаруживают
очковую структуру (складки облекания?)
и имеют обычно поликлинальную, конво-
лютную, закрученную форму [33].
Милонитовые породы Гренвиллского
фронта, расположенные вблизи Коллинсо-
на, Онтарио, имеют расслоенность, парал-
лельную осевым поверхностям изоклиналь-
ных складок [15]. Оси этих складок погру-
жаются под углом 40-58° вниз по падению
поверхности сланцеватости, т. е. это-опро-
кинутые складки (оси которых параллель-
ны падению их осевых поверхностей) Эти
оси также параллельны хорошо выражен-
ной линейности милонитов [15].
Зона Парри-Саунд. Милонитовые
породы в провинции Гренвилл обнаружены
также на некотором расстоянии от Грен-
виллского фронта. Они расположены вдоль
зон разломов в районе Парри-Саунд, в 120
км от Гренвиллского фронта [16], а также
вдоль разлома Берлей, в 275 км от того же
фронта [23]. Линейность милонитов Пар-
ри-Саунд ориентирована по падению. Свя-
занные с этой линейностью структуры ука-
зывают на северо-западное перемещение
висячего крыла надвигов, вдоль которых
происходила милонитизация [16].
Зона надвига Мойн. Эта зона рас-
положена в северной Шотландии (рис. 7) и
имеет северо-северо-восточное простирание.
Внутри зоны имеется от двух до четырех
отдельных разломов, образующих ветвис-
тую структуру (рис. 8). Надвиг Мойн-са-
мый верхний разлом в этой зоне, отде гяю-
щий Мойнские сланцы в висячем крыле от
лежащего бока, сложенного льюисскими,
торридонскими и кембрийскими отложе-
ниями [24]. Здесь милониты развиты в
основном в висячем крыле и имеют мощ-
ность 200-250 м (рис. 8). Они включают
протомилониты, истинные милониты, фил-
лониты, ультрамилониты, бластомилони-
Рис. 7. Карта зоны надвига Мейн
[53]
милонитовые породы
Рис. 8. Геологическая кар-
I» юны надвига Мойн [53].
Цифрами на карте обоз-
начены: 1 - надвиг
< пул; 2-надвиг Глен-
*«ул; 3—надвиг Бен-Мор;
< надвиг Мойн. Услов-
ные обозначения: /-кем-
брийский ордовикский
Пшальный кварцит; 2—
и.юисский гнейс, торри-
юпские сланцы, интрузи-
вы, 3-сланцы Мойн; 4—
мн ионит.
im и милонитизированные гнейсы [24]
11.1иболее интенсивно милонитизированные
породы расположены в 30-80 м над грани-
цей разлома [24, 56]. Бластомилониты на-
ходятся непосредственно над надвигом
Моин [56]. Микроскопические структуры,
обнаруженные в милонитовых породах зо-
ны надвига и ее окрестностей, содержат
расплющенный кварц, перекристаллизован-
ный кварц, порфирокластические и дисло-
•ыционные структуры в кварце [53].
Расслоенность в милонитах, располо-
женных вдоль надвиговой зоны Мойн,
протирается параллельно простиранию
юны <ССВ), падение расслоенное™ также
параллельно падению надвига [56]. Рас-
тение милонитов развивалось параллель-
но осям а и b эллипсоида деформации [56]
Простирание линейности милонитовых по-
род, расположенных вдоль зоны надвига
Мойн, обычно указывает на движение вниз
по падению расслоения [56]. Эта линей-
ность преимущественно параллельна на-
правлению растяжения и движения вдоль
зоны разломов.
Внутриплатформенные границы. В Кор-
дильерском метаморфическом поясе на за-
паде США милонитовые породы представ-
лены в области ниже зоны срыва. В статье
Кордильерские метаморфические комплексы
автор предположил, что милонитовые по-
роды здесь образовались в результате сдви-
говой деформации вдоль внутриплатфор-
менных границ плит, когда первая плита,
70
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
включавшая большую часть штатов Ва-
шингтон, Орегон и Айдахо, поддвигалась
под область, где находятся штаты Монта-
на, Вайоминг и район к востоку от них.
При этом вторая плита, к которой относят-
ся Калифорния, южный Орегон, западная
Невада, юго-западный Айдахо и юго-за-
падна ч Аризона, двигалась под восточную
Неваду, юго-восточный Айдахо, Юту, Ко-
лорадо, большую часть Аризоны, Нью-
Мексико и районы западнее указанных
штатов. За подробностями читателю сле-
дует обратиться к упомянутой статье.
Границы по трансформным разломам.
Районы, где океанические хребы смещают-
ся трансформными разломами, часто нахо-
дятся ниже уровня моря и недоступны для
обычных геологических наблюдений. Одна-
ко в трех местах на суше можно наблюдать
милонитовые породы вдоль трансформных
разломов: в разломах Сан-Андреас и Аль-
пийском и в горах Клируотер.
Разлом Сан-Андреас, расположен-
ный в Калифорнии, тянется на 1000 км и
представляет собой правосторонний сдвиг
(например, [25]). Открытая часть этого
разлома простирается почти от озера Сол-
тон-Си на юге до Шелтер-Ков на ~еаере
Калифорнии (рис. 9). Величина полного
смещения по разлому Сан-Андреас несколь-
ко неопределенна. Однако контакт между
комплексом Сакраменто-Валли и Францис-
канской формацией смещен от Бейкерсфил-
да на юге (северо-западная сторона разло-
ма) по крайней мере до Бодега-Хед на
севере (юго-западная сторона разлома)
Рис. 9. Карта разлома Сан-Андреас [24].
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
71
125]. Значит, смешение составляет прибли-
зительно 550 км.
Разлом Сан-Андреас относят к транс-
формным разломам типа хребет-хребет.
По трансформному разлому одна структу-
ра переходит в другую. Разлом типа хре-
бет-хребет связывает два фрагмента хре-
<>та, участвующего в процессе спрединга.
Однако разлом Сан-Андреас, по-видимо-
му, является не простым трансформным
разломом указанного типа, а более слож-
ной структурой. Он образовался, вероятно,
и результате движения Американской пли-
1ы относительно Европы на юго-запад и
Тихоокеанской плиты на северо-запад (см.
Г) ктоника плит и механизмы складкообра-
ювания, надвигообразования и метаморфиз-
ма, рис. 33).
Ширина разлома Сан-Андреас фактичес-
ки составляет примерно 1 км. Внутри этой
юны множество разломов образуют раз-
ветвляющуюся систему, и здесь в большом
количестве представлены катакластические
породы. Они включают глинку трения, раз-
юмную брекчию и милонитовые породы
124]. Последние представляют собой плас-
ичные массы толщиной часто около 30 см,
и которые входят протомилонит, истин-
ный милонит, ультрамилонит и филлонит
124].
Альпийский разлом. Этот разлом-
правосторонний сдвиг, обнажающийся на
острове Южный, Новая Зеландия. Он про-
ягивается от Милфорд-Саунд на юго-за-
паде до пролива Кука на северо-востоке
(рис. 10). Альпийский разлом связывает
южный конец желоба Кермадек с зоной
бдукции, расположенной на западе под-
нятия Маккуори. Зона субдукции, окайм-
яющая желоб Кермадек, падает к западу,
и юна субдукции под поднятием Маккуори
надает к востоку [31]. Таким образом,
Альпийский разлом-это трансформный
разлом типа желоб-желоб (см. Тектоника
п шт и механизмы складкообразования, над-
вигообразования и метаморфизма).
Величина сдвига по Альпийскому раз-
ыму составляет приблизительно 360 км, а
пер икальное смещение, возможно, дости-
ыег 2 км [24, 31]. Катакластические поро-
ка вдоль Альпийского разлома включают
протомилонит, истинный милонит, мило-
нитизированный гнейс и бластомилонит
[24].
Горы Клируотер, шт. Айдахо.
Милонитовые породы широко представле-
ны вдоль разлома, вероятно, трансформ-
ного типа в горах Клируотер на севере
шт. Айдахо [36]. Этот разлом смещает по
левому сдвигу зону срыва комплексов Бит-
террут и Прист-Ривер, находящегося на
восточной стороне (см. Кордильерские ме-
таморфические комплексы, рис. 2). Как ука-
зывалось выше, подобные срывы могли
образоваться вдоль внутриплатформенных
границ плит, и если это верно, то разлом,
смещающий срывы, относится к трансформ-
ному разлому типа хребет-хребет (см. Тек-
тоника плит и механизмы складкообразова-
ния, надвигообразования и метаморфизма).
Милонитовые породы, залегающие вдоль
трансформного разлома i op Клируотер,
включают протомилонит, истинный мило-
нит и ультрамилонит. Они расположены в
зоне разлома шириной до 3 км и больше.
Внутри зоны эти породы составляют почти
одну треть всех пород, а остальная часть
представлена немил онитизирс ванными гра-
нитными породами и метавулканическим
материалом.
Плоскости расслоения в милонитовых
породах простираются приблизительно СЗ
285°, т. е. параллельно простиранию разло-
ма. Их падение крутое и направлено к югу.
Линейность милонитов, определяемая по
штриховке и следам на плоскостях зеркала
скольжения, погружается под углом 20° и
ориентирована ЮВ 105°. Эта линейность,
вероятно, соответствует оси а эллипсоида
деформации и образовалась параллельно
направлению движения по разлому. Она
также параллельна линейностям (аналогич-
но отвечающим оси а) в комплексах Бит-
террут и Селкерк (см. Кордильерские мета-
морфические комплексы, рис. 3). Указанная
параллельность линейности согласуется с
предположением о данном разрыве как о
трансформном разломе, смещающем зоны
срыва.
Другие милонитовые породы. Для неко-
торых милонитовых пород, которые, воз-
можно, формировались на границах между
плитами, нет данных, подтверждающих
это. В частности, докембрийские границы
2
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
168° 170° 172° 174° 176°
Рис. 10. Карта Альпийского разлома [24].
плит плохо известны, и милониты, которые
могли бы здесь образоваться, не удается
связать с границами плит. Среди милони-
тов, тектонические условия образования
которых не ясны, можно отметить породы
окрестностей Маунт-Айда [57], разломов
Дарлинг [39] и Вудрофф в Австралии [3] и
гор Бэртут в США [40, 44].
Положение милонитов относительно раз-
ломов. Милониты могут занимать положе-
ния под главным разломом (обычно над-
вигом), над разломом или по обе стороны
от него. Так, в Кордильерском метамор-
фическом комплексе милонитовые породы
расположены под зоной главного срыва,
который, по-видимому, является пологопа-
дающим надвигом (например, [13]). В раз-
ломе Вудрофф, Австралия [3], милониты
также найдены под разломом. Над плос-
костью главного разлома милониты обна-
ружены в комплексе Шусуоп на юге Бри-
танской Колумбии [8, 42, 48) и вдоль над-
вига Мойн [24, 56]. В краевом сбросе Грен-
виллского фронта милониты залегают по
обе стороны от разлома [33, 34].
В тех случаях, когда милонитовые поро-
ды расположены ниже плоскости разлома,
породы висячего крыла оказываются хо-
лоднее, чем породы лежачей стороны. Если
же, наоборот, милонитовые породы нахо-
дятся выше плоскости разлома, то в вися-
чем крыле породы относительно горячее.
Отсюда следует, что температура может
быть контролирующим фактором образо-
вания милонитов, приуроченных к разло-
мам. Милониты образуются на той сторо-
милонип^ые породы
7
нс разлома, где температура сравнительно
ныше, но при одинаковой температуре на
крыльях разлома милониты появляются по
обе стороны от него.
Карл К. Сейферт (Carl К. Seyfert,
Dept, of Geosciences, State University
College at Buffalo, 1300 Elmwood
Avenue. Buffalo, New York 14222).
ЛИТЕРАТУРА
I Barton С M and England P. C., 1979, Shear
heating at the Olympos (Greece) thrust and the
deformation properties of Carbonates at geolo-
gical strain rates, Geol. Soc. America Bull. 90,
483-492.
2. Bates R. L. and Jackson J. A., eds., 1980, Glossa-
ry of Geology, 2nd ed. Falls Church, Va.:
American Geological Institute.
3. Bell Т.Н., 1978, Progressive deformation and
neorietation of fold axes in a ductile mylonite
zone: the Woodrofle thrust, Tectonophysics 44,
285-320.
4. Bell Т.Н. and Etheridge M.A., 1973, Microst-
ructure of mylonites and their descriptive termi-
nology, Lithos 6, 337-348.
5. Blake M. C, Irwin W. P. and Coleman R. G., 1967,
Upside-down metamorphic zonation, blueschist
facies, along a regional thrust in California and
Oregon, U.S.Geol. Survey Prof. Paper 575-c,
19.
6 Boullier A M. and Gueguen Y, 1975, SP-myloni-
tes: origin of some mylonites by superplastic
flow, Contr. Mineralogy and Petrology 50,
93-104.
7 Brooks E, 1964, Nature and origin of the
Grenville front north of Georgian Bay, Ontario,
Ph. D. dissertation, University of Wisconsin.
H Brown R.L. and Murphy D.C., 1982, Kinematic
interpretation of mylonitic rochs in part of the
Columbia River Fault Zone, Susways Terrane,
British Columbia, Canadian Jour. Earth Sci. 19,
456-465.
ч Bryant B. and Reed J.C., 1969, Significance of
lineations and minor folds new major thrust
faults in the southern Appalachians and the
British and Norwegian Caledonides, Geol. Mag.
106, 412 429.
10 Carreras J., Julwert M and Santanach P., 1980,
Hercynean mylonite belts in the eastern Pyre-
nees: an example of Shear Zones associated with
late folding, Jour. Structural Geol. 2, 5-9.
11 Cloos E., 1947, Oolite deformation in the South
Mountain Fold, Maryland, Geol. Soc. America
Bull. 58, 843-918.
IJ Compton R.R., 1980, Fabrics and strains in
quartzites of a metamorphic core complex. Raft
River Mountains, Utah, in M.D. Crittenden, Jr.,
P. J. Coney, and G. G. Davis, eds., Cordilleran
Metamorphic Core Complexes, Boulder, Colo.
Geological Society of America (Mem. 153),
'85 398.
13. Coney P.J., 1980, Cordilleran metamorphic core
complexes: an overview, in M. D. Crittenden, Jr.,
P. J. Coney and G. H. Davis, eds., Cordilleran
Metamorphic Core Complexes. Boulder, Colo.:
Geological Society of America (Mem. 153), 7-31.
14. Coward M. P., 1980, The Caledonian thrust and
shear zones of N. W. Scotland, Jour. Structural
Geol. A., 11-17.
15. Dalzeil I. W.D. and Buley S. W., 1968, Deformed
garnets in a mylonitic rock from the Grenville
front, Ontario, and their tectonic significance,
Am. Jour. Sci. 266, 542-562.
16. Davidson A., Gulshaw N. G. and Nadeaw L., 1982,
A tectonometamorphic framework for part of
the Grenville province, Parry Sound region,
Ontario, in Current Research. Part A, Canada
Geol. Survey Paper 82-1A, 175-190.
17. Davis G.A.. Anderson J.L., Frost E.G. and
Shackelford T.J., 1980, Mylonitization and de-
tachment faulting in the Whipple-Buckskin-
Rawhide Mountains terranne, southern Califor-
nia and western Arizona, in M. Crittenden, Jr.,
G. H. Davis and P. J. Coney, eds., Cordilleran
Metamorphic Core Complexes, Boulder, Colo.:
Geological Society of America (Mem. 153),
79 129.
18. Dickinson W.R., Ingersoll R.D., Cowan D.S.,
Helmold K.P. and Suczek C.A., 1982, Prove-
nance of Franciscan graywackes in coastal Cali-
fornia, Geol. Soc. America Bull. 93, 95 107.
19. Eishacher G. H., 1970, Deformation mechanics of
mylonitic rocks and fractured granites in Cobe-
quil Mountains, Nova Scotia, Canada, Geol.
Soc. America Bull. 81, 2009—2020.
20. Etheridge M A and Wilkie J. C., 1981, An assess-
ment of dynamically recrystallized grainsize as a
paleopiezometer in quartz bearing mylonite zo-
nes, Tectonophysics 78, 475-508.
21. Garmezy L. and Sutter J.F., 1983, Mylonitiza-
tion coincident with uplift in an extensional
setting, Bitteroot Range, Montana Idaho, Geol.
Soc. America Abs. with Programs 15, 758.
22. Grant J. A., Reason W.J., Phemister T.C. and
Thompson J.E., 1962, Broder, Dill, Neelon and
Drydon Townships, Ontario Dept. Mines Geol.
Rept. 9, 1—24.
23. Hewitt D.F., 1956, The Grenville region of
Ontario, in J. E. Thomson, ed., The Grenville
Problem. Toronto: University of Toronto Press,
22 41
24. Higgins M.W., 1971, Cataclastic rocks, U. S.
Geol. Survey Prof. Paper 687, 79 p.
25. Hill M.L. and Dibblee T. W., 1953, San Andreas,
Garlock, and Big Pine faults, California, Geol.
Soc. America Bull. 64, 443 458.
26. Hobbs В. E., Means W. D.. and Williams P. F,
1976, An Outline of Structural Geology. New
York: John Wiley and Sons, 571 p.
27. Hyndman D. W, 1980, Bitterroot dome-Sapphire
tectonic blosk, ae example of a plutonic-core
gneiss-dome complex with its detached superst-
ructure, in M. D. Crittenden, Jr., P. J. Coney and
G. H. Davis, eds., Cordilleran Metamorphic Core
Complexes. Boulder, Colo.: Geological Society
of America (Mem 153), 427-443.
74
МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
28. Jamieson Л. А., 1980, Formation of metamorphic
aureoles beneath ophiolites-eminence from the
st. Anthony Complex, Newfoundland, Geology
8, 150-154.
29. Jamieson R.A. and Strong D. F., 1981, A me-
tasomatic mylonite zone within the ophiolite
aureole, St. Anthony Complex, Newfoundland,
Am. Jour. Sci. 281, 264-281.
30. Johnson M. R. Ж, 1967, Mylonite zones and
mylonite bonding. Nature 213, 246-247.
31. Johnson T. and Molnar P., 1972, Focal mesha-
nisms and plate tectonics of the southwest Paci-
fic, Jour. Geophys. Research 77, 5000-5032.
32. Lapworth G., 1885, The highland controversy in
British geology: its causes, course, and conse-
quences, Nature 32, 558-559.
33. LaTour ТЕ., 1981a, Significance of folds and
mylonites at the Grenville front in Ontario:
summary, Geol Sos. America Bull Part 1, 92,
411-413.
34. LaTour ТЕ., 1981b, Significance of folds and
mylonites at the Grenville front in Ontario, Part
II, Geol. Soc. America Bull 92, 997-1038.
35. Lister G.S. and Price G.P., 1978, Fabric deve-
lopment in a quartz-feldspar mylonite, Tecto-
nophysics 49, 37-78.
36. Mitra G., 1978, Duebile deformation zones and
mylonites. The mechanical processes involved in
the deformation of crystalline basement rocks,
Am. Jour. Sci. 278, 1057-1084.
37. Monsen S.A. and Aalto K.R, 1980, Petrology,
structure, and regional tectonics of South Fork
Mountain Schist, Pine Ridge Summit, northern
California, Geol. Sos. America Bull. Part 1, 91,
369-373.
38. Moores E. M., 1982, Origin and emplacement of
ophiolites, Rev. Geophys. Space Phys. 20,
735-760.
39. Price G P., 1978, Study of heterogeneous fabric
and texture within a quartz-feldspar mylonite,
using the photometric method, Geol. Soc. Ame-
rica Bull. 89, 1359-1372.
40 Prinz M. and Poldervaat A., 1964, Layered
mylonite from Bearthooth Mountains, Montana,
Geol. Soc. America Bull. 75, 741-744.
41. Reynolds S J. and Rehrig W.A., 1980, Med-Ter-
tiary plutonism and mylonitization, South
Mountains, central Arizona, in M D. Crittenden,
Jr., P. J. Coney and G. H. Davis, sds, Corddleran
Metamorphic Core Complexes. Boulder, Colo.:
Geological Society of America (Mem. 153),
159-175.
42. Ross J. V., 1973, Mylonitic rocks and flattened
garnets in the southern Okanagan of British
Colubmia, Canadian Jour. Earth Sci. 10, 1-17.
43. Sclar C.B., 1950, Origin of a layered ultramylo-
nite from southeastern Connecticut, Geol. Soc.
America Bull. 71, 1501.
44. Sclar C. W., 1965, Layered mylonites and the
process of metamorphic differentiation, Geol.
Soc. America Bull. 76, 611 612.
45. Seyfert C.K., 1980, Paleomagnetic evidence in
support of a middle Proterozoic (Helikiem) colli-
sion between North America and Gondwana-
land as a cause of the metamorphism and
deformation in the Adirondacks: summary, Geol.
Soc. America Bull. Part 1, 91, 118-120
46. Seyfert C.K., 1984, The Clearwater Core Comp-
lex, a new Corddleran metanorphic core comp-
lex, and its relation to a major continental
transform fault, Geol. Soc. America Abs. with
Programs 16, 651
47. Seyfert C.K. and Sirkin L. A., 1979, Earth Histo-
ry and Plate Tectonics. New York: Harper and
Row, 600 p.
48. Simony P.S.. Ghent E.D., Craw D., Mitchell E
and Robbins D. B., 1980, Structural and meta-
morphic evolution of northeast flank of Shuswap
complex, southern Canoe River area, British
Columbia, in M. D. Crittenden, Jr., P. J. Coney,
G. H. Davis, eds., Cordilleran Metamorphic Co-
re Complexes. Boulder, Colo.: Geological Socie-
ty of America (Mem. 153), 455 461.
49. Simpson C., 1980, Oblique girole onentauon
patterns of quartz C-axes from a shear zone in
the basement core of Maggia Nappe Ticino,
Switzerland, Jour. Structural Geo1. 2, 243-247.
50. Snoke A. W., 1980, Transition from infrastructure
to suprastructure in the northern Rub7 Moun-
tains, Nevada, in M. D. Crittenden, Jr., P. J. Coney
and G. H. Davis, eds., Cordilleran Metamorphic
Core Complexes. Boulder, Colo.: Geological
Society of America (Mem. 153) 287-333.
51. Stirewalt G.L. and Dunn D.E., 1973, Mesoscopic
fabric and structural history of Brevald Zone
and adjacent rocks, North Carolina, Geol. Soc.
America Bull. 84, 1629-1649.
52. Turner F.J. and Verhoogen J., 1960, Igneous and
Metamorphic Petrology. New York: McGraw-
Hill, 694 p.
53. Weathers M.M., Bird V.M., Cooper R.F. und
Kohlstedt D. L., 1979, Differential stress determi-
nation from defonnationinduced microstructures
of the Maine Thrust Zone, Jour. Geophys.
Research 84, 7495-7509
54. White S. H, Burrow S. E„ Carreras J., Shaw N. D..
and Humphreys F.J., 1980, On mylonites in
ductile shear zones, Jour. Structural Geology 2,
175-187.
55. Wiener R W., 1983, Adirondack Highland-North-
west Lowlands “boundary”: A multiply folded
intrusive contact with fold-associated myloniti-
zation, Geol. Soc. America Bull. 94, 1081-1108.
56. Wilkinson P.. Soper N.J. and Bell AM., 1975,
Skolithos pipes as strain markers in mylonites,
Tectonophysics 28, 143-157.
57. Wilson C.J.L., 1975, Preferred orientation in
quartz ribbon mylonites, Geol. Soc. America
Bull. 86, 968-974.
58. Wilson J.T., 1965, Transform faults, oceanic
redgis, and magnetic anomalies southwest of
Vancouver Island, Science 150, 482-485.
МИЛОНИТОВЫЙ КРИСТАЛЛИЧЕСКИЙ
СЛАНЕЦ-см. МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
МИНЕРАЛЬНЫЕ ЛИНЕАМЕНТЫ
см. СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
МОНОКЛИНАЛЬ
75
МИОГЕОКЛИН АЛИ
см. ГЕОСИНКЛИНАЛИ И ГЕОКЛИНАЛИ
МИОГЕОСИНКЛИНАЛИ
см. ГЕОСИНКЛИНАЛИ И ГЕОКЛИНАЛИ
МНОГОЛЕТНЯЯ МЕРЗЛОТА
см. КРИОТУРБАЦИЯ
МОДУЛЬ СЖАТИЯ-см. ТЕНЗОРЫ;
УПРУГОСТЬ И ЖЕСТКОСТЬ
I ОРНЫХ ПОРОД
МОЛАССА-см. ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ
И I ЕКТОНИКА
МОНОКЛИНАЛЬ
Складка, хотя и особенного, но весьма
распространенного типа, называемая мо-
им шналью,-это перегиб, или флексура,
образовавшаяся в результате локального
наклона слоев при общем спокойном или
умеренном падении структуры [4, 7] (рис.
1) Пауэлл [9, 10] впервые использовал
ч|н:дставление о моноклинали в ее совре-
менном понимании, хотя другие авторы [3]
применяли прилагательное «моноклиналь-
ный» к пачке слоев, непрерывно падающих
в каком-либо одном направлении, обозна-
чаемой теперь термином гомоклиналь. Од-
нако в некоторых европейских публикациях
перегиб называют моноклиналью или го-
моклиналью. Джонсон и Хантли [5] впер-
вые разделили моноклинали на изгибы двух
типов, и Баск [2] предложил для них совре-
менные термины: антиклинальный изгиб для
верхней части и синклинальный изгиб для
нижней части флексуры (рис. 2).
Моноклинали характерны для стабиль-
ных областей, расположенных по краям
широких бассейнов, поднятий и платформ.
Крупные моноклинали обычно протяги-
ваются на несколько сотен километров и
имеют размах по вертикали более 4000 м.
Как правило, моноклинали искривляются
на большом протяжении, но местами в них
появляются небольшие синусоидальные воз-
мущения с выступами и провалами [7, 8].
Еще Пауэлл [9] схематически описал сходст-
во между моноклиналями и разломами,
многие общие черты которых отмечались
в литературе и в дальнейшем. Переходы
между моноклиналями и разломами могут
происходить как по вертикали, так и по
горизонтали. Некоторые моноклинали уве-
личивают свое падение с глубиной и пере-
Рис 1. Аэрофотоснимок моноклинали Нутрия, запад штата Нью-Мексико, США. На переднем
п *1Нс видно шоссе.
’6
< >И1'
ТИПЫ МОНОКЛИНАЛЕЙ
Простые моноклинали
а Изгибы
б
В
Антиклинальный изгиб (а.и.)
Синклинальный изгиб (с.и.)
Широкий а.и.
^Резкий с.и.
С региональным падением
С пайением
противоположным региональному
Гребень
х „А.и.
С.и.
Гребень и а.и.
\xC.u.
С антиклиналью,,
и синклиналью
Широкий свой
Тип горста
Тип грабен
Двойная
с террасой
Аномальное
волоченце (нормальное)
Рис. 2. Схематические вариации моноклиналей в поперечном сечении [7].
ходят в разломы или обволакивают их на
глубине. Аналогично пологие моноклинали
могут менять угол падения по простира-
нию до вертикального или менять падение
на обратное и местами переходить во взбро-
сы. Если крутопадающие разломы начи-
нают развитие вдоль моноклинали, то
в дальнейшем разломообразование может
изменить свое направление на противопо-
ложное или даже перейти в
пологий
надвиг
(рис. 3) [11, 7]. В тех случаях, когда м<
ноклиналь превращается в разлом, особе!
но на окраинах
может удалить
больших поднятий.
эрозия
все стратиграфически верх
ние породы, оставив лишь слои кристалл!
ческих пород с совершенно другой структ;
моноклиналь
77
Гм, 1 Схематические поперечные раз-
учи вдоль горы Элк, зона деформа-
ции Гранд-Хогбек, шт. Колорадо. По-
мын переход между моноклиналями и
рш юмами [11].
|иц| Тогда наблюдается только синклиналь-
||| hi изгиб, и такая структура называется
m u моноклиналью.
Подобно разломам, моноклинали мо-
• vi быть конседиментационными, т.е. раз-
минающимися одновременно с осадконакоп-
м „нем. Такие конседиментационные Mo-
wn пшали постепенно или резко увеличи-
iiiioi угол падения с глубиной, особенно по
»||цнм погружающихся бассейнов или гра-
• iiiib. Кроме того, конседиментационные
ниюклинали в опущенных структурах мо-
»। и» ieржать более мощные или постепен-
но утолщающиеся клинья осадков. Бок [1],
анализируя образование и геометрию триа-
совых бассейнов Ньюарка, назвал такой
утолщающийся клин гребневой монокли-
налью.
Диастрофические моноклинали образу-
ются под действием сил сжатия или растя-
жения [6], но в любом случае изгиб сопро-
вождается образованием диагональных же-
лобов и структурных выступов. При изуче-
нии моноклиналей обычно обращаются к
вертикальной тектонике. Однако при силь-
ном горизонтальном сжатии, ведущем к
78
МОРФОЛОГИЯ ПОВЕРХНОСТИ РАЗРЫВА
образованию надвигов, слои перекрывают-
ся более молодыми отложениями, которые
в свою очередь моноклинально изгибаются
более поздним незначительным обновле-
нием надвигообразования.
Недиастрофические моноклинали часто
встречаются в таких зонах, где наблюда-
ются осадочные облекания угасающих
участков структур на платформе или на
краях дельты, изогнутые покровы в зонах
обрушения, вызванного растворением, из-
гибы дифференцированного уплотнения,
лавовые каскады, прогибы на краях пласто-
вых интрузий, отходящих от лакколитов.
Винсент К. Келли (Vincent С. Kelly,
Dept, of Geology, University of New
Mexico, Albuquerque, New Mexico
87106).
ЛИТЕРАТУРА
1. Bock W., 1952, Vertex monocline studies of the
Triassic of southeastern Pennsylvania, Pennsyl-
vania Acad. Sci. Proc. 26, 93-103.
2. Busk H. G., 1929, Earth Flexures, Their Geomet-
ry and Their Representation and Analysis in
Geological Section with Special Reference to the
Problem of Oil Finding. Cambridge: Univercity
Press, 106 p.
3. Dennis J. G., 1967, International Tectonic Dictio-
nary, English Terminology, Inti. Geol. Cong.,
Commission for the Geologic Map of the World,
Mem. 7 Tulsa: Am. Assoc. Petrol. Geologists.
4. Hills E. S., 1953, Outlines oi Structural Geology,
New York John Wiley and Sons, 182 p. (Имеется
русский перевод: Хиллс Е. Очерки структур-
ной геологии, ИЛ, 1954.)
5. Johnson R. Н. and Huntley L. G., 1916, Pr.nciples
of Oil and Gas Production, New York: John
Wiley and Sons, 371 p.
6. Kelley V. C., 1954, Monoclines (Abstr.), Geol.
Soc. America Bull. 65, 127' 1272.
7. Kelley V.C., 1955a, Monoclines of the Colorado
Plaueau, Geol. Soc. America Bull. 66, 789-804.
8. Kelley V.C., 1955b, Regional tectonics of the
Colorado Plateau and relationship to the origin
and distribution of uranium, New Mexico Uni.
Pub', ecology., (5), 120 p.
9. Powell J. W., 1873, Geologic structure of a dist-
rict of country lying to the north of the Grand
Canyon of the Colorado, Am. Jour. Sci. (3rd
ser), 5, 456 465.
10. Powell J. W., 1875, Exploration of the Colorado
River of the West and Its Tributaries. Washing-
ton, D.C.: U.S. Government Printing Office,
291 p.
11. Vanderwilt J.W., 1937, Geology and mineral
deposits of the Snowmass Mountain area. Gun-
nison County, Colorado, U. S. Geol. Survey Bui!
884, 184 p.
МОРОЗНОЕ ПУЧЕНИЕ-
см. КРИОТУРБАЦИЯ
МОРФОЛОГИЯ ПОВЕРХНОСТИ
РАЗРЫВА
по-видимому, достигает наи-
охвата в геологической науке,
дело с разрывами достат эчно
масштаба. В материаловедении
Морфологический подход к изучению
объектов,
большего
имеющей
большого
благодаря усиленным исследованиям были
накоплены многочисленные описательные
данные, относящиеся, однако, почти ис-
ключительно к мелким и микроскопичес-
ким разрывам, и для них су шествует весьма
подробно разработанная номенклатура,
часто без генетического обоснования. Как
бы то ни было, взаимообмен между прак-
тикой и теориями, имеющий в основе уни-
фицированную концепцию морфологии раз-
рывов, всегда полезен, с этой целью и были
предложены условные обозначения для
практического картирования поверхностей
разрывов (рис. 1). В работах [1, 2, 4’
приведена библиография по морфо югии
трещин растяжения, включая более ранние
классические исследования Вудворта. Мор-
фология трещин скалывания излагается вс
многих учебниках по структурной геоло-
гии.
Главные морфологические черты. Разно-
образные по масштабу разрывы, образую-
щиеся в материалах при различных усло-
виях нагружения, имеют четыре основные
морфологические черты. Здесь мы 1склю-
чаем из рассмотрения такие образования,
как муллион-структуры, возникающие на
плоскостях разломов в результате дефор-
маций пластического типа, а не вследствие
разрывообразования. Штриховка- серия
строго параллельных, линейных царапин
(желобков), образующихся при истирании,
сопровождающем смещение блоков этно-
сительно друг друга. Ребристость-плавно
изгибающиеся, угасающие на концах мел-
кие гребни (валики) и понижения (борозд-
МОРФОЛОГИЯ ПОВЕРХНОСТИ РАЗРЫВА
79
Положение поверхности
НАКЛОН плоскости разрыва в градусах относительно опорной плоскости.
Стрелка указывает направление наклона
ГЛУБИНА в единицах длины от точки разрыва до начала отсчета, выбран-
ного из соображений удобства
ИЗОЛИНИИ равных расстояний от поверхности разрыва до некоторого
начала отсчета (в футах (') или других единицах)
Морфология рельефа
ШЕРОХОВАТОСТЬ
а) неупорядоченные линейные холмики и желобки на поверхности раз-
лома. Обычно (но не всегда) они ассоциируются с перовидной кар-
тиной
б) частично упорядоченные, параллельные линейные холмики и желобки
(местами напоминают штриховку и, возможно, связаны со сдвиго-
образованием)
РЕБРИСТОСТЬ плавно изгибающиеся, угасающие на концах валики (К) и
бороздки (Т) на поверхности разлома. Их угловое отклонение от оси
выражено в градусах
ШТРИХОВКА
а) параллельные линейные царапины (результат сдвигообразования)
б) очень слабые царапины указывает одна стрелка
СТУПЕНЧАТОСТЬ
а) крутопадающая (смещение главного разлома по другому разлому);
угол отклонения поверхности - в градусах, смещение-в дюймах ("),
футах (') или других единицах
б) пологопадающая с показанной схематически штриховкой (локальный
наклон штриховки относительно общей поверхности в градусах)
в) то же, что (б), но без штриховки
Структура в крыле разрыва
СТРЕЛКОЙ показано проецируемое продолжение разрыва: обычно это место,
где главная поверхность резко меняет направление; угол между проеци-
рованной частью разлома и поверхностью записывают в градусах
РАЗРЫВ, секущий главный разрыв под углом и, очевидно, не связанный с его
происхождением; угол между двумя разрывами показывают в градусах
(в некоторых случаях угол наклона удобнее отсчитывать от другой
плоскости)
Pin: I. Условные обозначения для картирования морфологии поверхности разрыва [3].
ки). Их угловое отклонение от общей оси
обычно меньше 20°. Шероховатость (за-
зубренность) -множества отрывистых, при-
мерно параллельных линейных холмиков и
желобков сравнительно небольшой ампли-
туды. Отклонения в направлениях от не-
которой средней оси обычно меньше 30°.
Следы шероховатости особенно хорошо
развиты в породах с зернистой структурой.
Ступенчатость - множество линейных сме-
щений главной поверхности разрыва. Обыч-
но эти смещения пересекают смежные части
поверхности разлома под углами 20-90°.
Такие ступени особенно хорошо развиты в
стекловатых или кристаллических материа-
лах.
Проявления морфологических черт. Ука-
занные выше морфологические характерис-
тики обнаруживаются в зависимости от
конкретной обстановки. Разрывы со следа-
ми штриховки испытывали сдвиговые сме-
щения. Отполированная исштрихованная
поверхность разлома называется зеркалом
скольжения, хотя некоторые авторы при-
меняют этот термин к самой штриховке
Робертсон [5] анализирует зоны разрушен-
ных пород, расположенные обычно на
краях подобной плоскости сдвига. Перо-
видная и (или) веерообразная картина ше-
роховатости и (или) ступенчатости в основ-
ном характерна для большинства трещин
растяжения в породах, включая грунты и
прочие материалы (рис. 2). Ступенчатые
смещения в материалах зернистого строе-
ния обычно располагаются вблизи наруж-
ного края области шероховатости [2]. Сле-
ды ребристости в трещинах растяжения в
целом ориентированы концентрически во-
круг некоторой точки и перпендикулярно
перовидной структуре. Эти две основные
морфологические картины обычно накла-
дываются друг на друга и включают не-
большие ступенчатые ответвления вдоль
осей ребристости.
Масштабы, материалы и нагрузки. Опи-
санная выше морфология разрывов гипич-
на для многих материалов-кристалличес-
ких, стекловатых, полимерных, зернистых,
металлических-и охватывает масштабы от
10“6 до 102 м. Можно предположить и
больший размах масштабов. Некоторые
примеры представлены на рис. 2. Рис. 2, а
X WM ТИ РАЗРЫВА
изображает вертикальный склон в лёссе,
оставшийся после обрушения пласта. Для
масштабов 10“1 м и более в случае не-
прочных материалов важный вклад в на-
грузку вносит объемная сила тяжести. При
одноосном сжатии цилиндра из плотной
породы вдоль продольной трещины разви-
вается перистая картина шероховатости
(рис. 2, в). Разломообразование региональ-
ного масштаба, показанное на рис. 2, в, в
известной степени произвольно. Перовид-
ная структура на контактной стенке гли-
нистого сланца и порфирового силла ука-
зывает на реальную возможность образо-
вания знаков шероховатости в региональ-
ном масштабе.
Интерпретация образования разрывов по
морфологическим данным. Хорошо разви-
тые перовидная шероховатость и ступенча-
тость или концентрическая ребристость —
это признаки трещин растяжения, указы-
вающие направление их движения. Начало
разрыва находится в точке, из которой
расходятся линейные бороздки. Концент-
рически вокруг этой точки располагаются
знаки ребристости. Даже -там, где можно
наблюдать лишь часть разрыва, распозна-
ваемые признаки ребристости или шерохо-
ватости могут указывать на локальное
распространение разрыва своей веерооб-
разностью или кривизной. Однако необ-
ходимо соблюдать осторожность и не пу-
тать перовидные знаки с так называемой!
речной рябью. Эти картины состоят из
маленьких ступенек и зазубрин внутри
больших ступенчатых смещений, причем
схождение по ступенькам указывает на на-
правление распространение трещины.
Более детальное исследование перовид-
ных поверхностей может выявить анало-
гичные плюмы меньшего масштаба. Оче-
видно, некоторые крупные выступы шеро-
ховатости состоят из множества шерохова-
тых зон с неоднородностями меньшего
масштаба.
Предполагалось [3], что знаки шеро-1
ховатости и ребристости отражают прин-1
ципиально разную реакцию материалов на I
растягивающие напряжения. Ребристость,'
вероятно, свидетельствует о хрупком по-
ведении, как, например, в случае стекла, а|
шероховатость и ступенчатость скорее
МОРФОЛОГИЯ ПОВЕРХНОСТИ РАЗРЫВА
81
а Сцементированный, силт
Сила тяжести
НАГРУЗКА
S Литографический известняк
Статическое одноосное сжатие
г Железо
Уйар (?)
Гис. 2. Разрывы разного масштаба (указаны материалы и условия нагружения) [3].
иражают пластические свойства, которы-
ми обладает большинство пород. Эти пред-
ноиожения противоречат некоторым более
ранним работам.
Ступени, группирующиеся перпендику-
inpiio к направлению штриховки на зерка-
скольжения, иногда указывают направ-
1‘ние скольжения, но этот вывод может
। ишсеть от происхождения ступенчатости и
не всегда подтверждается. Более разумные
данные о смещении обычно получают, ис-
следуя слоистость, складки волочения или
другие структуры в крыльях разрывов.
Тот факт, что в широком спектре мас-
штабов проявляются сходные черты по-
верхнострй разрывов, может отражать об-
щую природу механизмов их образования.
Представления о происхождении субмикро-
82
МОРФОЛОГИЯ ПОВЕРХНОСТИ РАЗРЫВА
скопических разрывов, по-видимому, не-
применимы к характеристике разрывов
большого масштаба.
Ричард Дж. Латтон (Richard J.
button, U. S. Army Waterways Experi-
ment Station, Geology Brane1- P.O.
Box 631, Vicksburg, Mississippi 39180).
ЛИТЕРАТУРА
1. Gramberg J., 1965, Axial cleavage fracture, a
significant process in mining and geology, Eng.
Geology Internal. Jour. 1, 31-72
2. Hodgson R.A., 1961, Classification of structures
on joint surfaces, Am. Jour. Sci. 259, 493-502.
3. button R.J., 1969, Systematic mapping of fracture
morphology, Geol. Soc. America Bull. 80, 2061-
2065.
4. Price N.J., 1966, Fault and Joint De< el upment in
Brittle and Semi-Brittle Rock. London: Perjamon
Press, 176.
5. Robertson E.C., 1982, Continuous formation of
gouge and breccia during fault displacement, in
23rd Symposium on Rock Mechanics, New York,
397-403.
МОРФОЛОГИЯ СКЛАДОК -
см. ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
НАГРЕВАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
ПРИ ДЕФОРМАЦИИ
И ЭНЕРГИЯ МЕТАМОРФИЗМА
Теория тектоники плит предполагает
механизм, с помощью которого можно ис-
следовать глобальные источники и стоки
1епловой энергии. Ферхуген [13] оценил
полную мощность, необходимую для про-
к кания всех наблюдаемых геофизических и
। оологических процессов, и получил значе-
ние около 4 1013 Вт, что приблизительно
равно глобальному выносу тепла. При до-
пущении конвекции как механизма движе-
ния плит механическая энергия должна
и свращаться в тепло. Часть механической
шергии переходит в потенциальную и вы-
тянется в виде тепла в тектонических зо-
нах, расположенных на конвергентных гра-
ницах плит, где одна из плит погружается в
процессе субдукции, а другая надвигается
на нее.
Во многих работах (например, [3, 4,
10 12]) было показано, что при погруже-
нии плиты деформация сопровождается су-
щественным нагреванием пород за счет ме-
ханической энергии. Некоторая доля тепло-
ной энергии затрачивается на плавление, в
1>езультате чего развивается магматическая
и тектоническая деятельность в тектони-
чески активных поясах, приуроченных к
Китам субдукции и столкновения плиз По
оценке Ферхугена [13], полное количество
тепла, которое выносится через поверх-
ность Земли вулканами на суше и морском
ше, составляет, вероятно, не более 8 х
х 10“ Вт.
В тектонически активных районах име-
ются и другие механизмы высвобождения
шергии. Ферхуген [13] приводит следую-
щие оценки. Потенциальная энергия, накап-
чиваемая I орами при воздымании, сравни-
тельно мала-мощность, no-видимому, не
превышает 1 - Ю10 Вт. Доля сейсмической
энергии, в которую превращается энергия
деформации, оказывается существенно боль-
ше, составляя почти 1 • 1012 Вт. Скорость
накопления энергии деформации в текто-
нически активных районах, вероятно, еще
больше и превышает 1 -1012 Вт. Все эти
оценки составляют не более нескольких
процентов глобального теплового по-
тока.
Длительное время сложной проблемой
было нахождение энергии, необходимой
для протекания доминирующих эндотерми-
ческих реакций метаморфизма и объясне-
ния больших геотермических градиентов,
найденных в зонах динамотермального ме-
таморфизма (см., например, [1, 8]). Если
попытаться объяснить эту энергию поступ-
лением тепла лишь из боле: глубоких частей
Земли, то тепловой поток в метаморфи-
ческом поясе в два раза превысит его нор-
мальное значение [13]. Однако Рейтан [6,
7], Грэм и Ингленд [2], Шольц и др. [9]
предложили модели нестационарной эво-
люции теплового поля, обусловленного де-
формацией метаморфизуемых пород.
С комплексами регионально метамор-
физованных пород, как правило, ассоции-
руются пояса орогении и складчатости, и
поэтому к ним применяются взаимозаме-
няемые термины региональный метамор-
физм в оонамотермальный метаморфизм.
Однако до разработки теории новой гло-
бальной тектоники ни один из известных
геофизических процессов не мог объяснить
затраты механической энергии в орогенных
поясах, одного только поднятия гор слиш-
ком мало для тех изменений температуры и
протекания химических реакций, какие из-
вестны нам в метаморфических поясах.
В орогенных поясах, как показал Фер-
хуген, .за счет деформации накапливается
мощность Г 1012 Вт. Принимая указанную
оценку за верхний предел и используя ее в
84
НАГРЕВАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД ПРИ ДЕФОРМАЦИИ
расчетах по методу Рейтана [6-8], можно
определить повышение температуры в ха-
рактерных частях коры, соответствующее
доле механической энергии, превратившей-
ся в орогеническом поясе в тепловую. В
одном из подобных примеров получены, в
частности, следующие результаты. Пусть
зона субдукции с приуроченным к ней
складчатым поясом имеет протяженность
1 • 105 км (примерно соответствует длине
современной конвергентной границы) и
возраст 10 млн. лет. Весь блок коры длиной
1 105 км, шириной 80 км и высотой 25 км
может дополнительно нагреться в среднем
на 55-70 °C. Площадь поверхности блока,
под которым происходит нагревание, со-
ставляет около 1,5% полной площади
земной поверхности, и доля тепла от пре-
образовавшейся энергии будет приблизи-
тельно составлять 2,5% полного теплового
потока. Таким образом, в данном примере
часть механической энергии, превратив-
шаяся в тепловую, в деформированной
зоне почти в 1,5 раза превышает тепловой
поток.
Если в тепло превращается такое же
количество энергии и за тот же интервал
времени, но область нагревания меньше-
например, шириной не 80, а 20 км,-то пер-
воначальная температура повысится в
среднем на ПО °C. Ясно, что при неравно-
мерном в пространстве и времени поглоще-
нии механической энергии рост температу-
ры может быть локально или в отдельные
интервалы времени существенно больше
[6-8].
Полной мощности плитотектонического
процесса достаточно для объяснения склад-
чатости, метаморфизма и поднятия гор.
Благодаря этому процессу превращение ме-
ханической энергии в тепло концентрирует-
ся в деформируемых поясах на конвергент-
ных границах плит. Объединяя количество
тепла, которое выносят на поверхность
формирующиеся у границы коры или ниже
магматические расплавы, с теплотой, вы-
деляющейся при деформации твердых по-
род, мы находим объяснение тепловому
источнику, обеспечивающему требуемое
повышение температуры в активных зонах.
За счет этого источника протекают динамо-
термальные метаморфические реакции, ха-
рактерные для верхней и средней коры в
орогенных поясах.
Поль X. Рейтан (Paul Я. Renan,
Dept, of Geological Sciences, S.U.
N.Y. at Buffalo, Buffalo, New York
14226).
ЛИТЕРАТУРА
1. Fyfe W.S., Turner F.J. and Verhoogen J., 1958,
Metamorphic reactions and metamorphic facies,
Geol. Soc. America Mem. 73, 259 p.
2. Graham C.M. and England P. C., 1976, '’’hermal
regimes and regional metamorphism in the vi-
cinity of overthnist faults: ai example of shear
heating and mtramorphic zonation *rom sou-
thern California, Earth and Planet. Sci. Letters,
31, 142 -152.
3. Minear J. W. and Toksoz M. N., 1979a, Thermal
regime of a downgoing slab and new global
tectonics, Jour. Geophys. Research 75, 1397—
1419.
4. Minear J. W. and Toksoz M.N., 1970b. Thermal
regime of a downgoing slab, Tectonophysics 10,
367-390.
5. Oxburgh E.R. and Turcotte D.L., 1970, Thermal
structure of island arcs, Geol. Soc. America Bull.
81, 1665-1688.
6. Reitan P. H., 1968a. Frictional heating during
metamorphism. Quantitative evaluation of con-
centration of heat generation in time, Lithos 1,
151-163.
7. Reitan P.H., 1968b Frictional heating during
metamorphism. 2. Quantitative evaluation of
concentration of heat generation in space, Lithos
1, 268-274.
8. Reitan P H., 1969, Temperatures with depth
resulting from frictionally generated heat during
metamorphism, Geol. Soc. America Mem. 115,
495-511.
9. Scholtz C.H., Bevan A.B. and Hanks T.C., 1979,
Frictional metamorphism, argon depletion, and
tectonic stress on the Alpine Fault, New Zea-
land, Jour. Geopnys. Research 84, 67?) 6782.
10. Toksoz M.N. and Bird P., 1977, Modelling of
temperatures in continental convergence zones,
Tectonophysics 41, 181-193.
11. Toksoz M N„ Minear J. W. and Julian B. R.,
1971, Temperature field and geophysical effects
of a downgoing slab, Jour. Geophys. Research
76, 1113-1138.
12. Turcotte D.L. and Schubert G., 1973, Frictional
heating of the descending lithosphere, Jour.
Geophys. Research 78, 5876-5886.
13. Verhoogen J., 1980, Energetics of the 2arth
Washington, D.C.: National Academy of Scien-
ces, 139 p.
НАДВИГ-см. ДАВЛЕНИЕ ФЛЮИДОВ
И ПРОИСХОЖДЕНИЕ НАДВИГОВ
И ГРАВИТАЦИОННЫХ ОПОЛЗНЕЙ;
ЛИСТРИЧЕСКИЕ ПОВЕРХНОСТИ
НАПРЯЖЕНИЯ
85
НАПРАВЛЕНИЕ ОСИ СКЛАДКИ-
IM. СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
НАПРЯЖЕНИЯ
Если силы приложены к поверхности
ила, то напряжение по определению равно
емче, действующей на единицу площади
поверхности в данной точке, и является
вектором, зависящим от точки приложе-
ния Этот вектор можно разложить на две
компоненты: нормальное напряжение, пер-
пендикулярное площадке, и касательное на-
пряжение, действующее в плоскости пло-
щадки. Г иницами измерения напряжений
мпляются фунт/дюйм2, кг/см2 и бар
(I кг/см2 = 14,22 фунт'дюйм2; 1 бар =
106 дин/см2 = 14,5 фунт/дюйм2).
Чтобы обобщить приведенное опреде-
иение на случай внутренних частей сплош-
ной среды (твердого, жидкого и других
I «оологических тел), рассмотрим некоторую
ючку О внутри ее. Выбираем произволь-
ную, малую площадку ЬА, проходящую
через О, и ее ориентацию задаем с по-
мощью луча ОР, перпендикулярного пло-
щадке. Материал, находящийся с правой
•тороны от площадки (сторона Р на рис.
!,</), действует на часть среды, расположен-
ную с левой стороны, с некоторой резуль-
|ирующей силой 8F, и напряжение р на
рассматриваемой площадке определяется
как предел отношения 8F/8/4 при 8Л -♦ 0.
I.i ким образом, напряжение на какой-либо
площадке, проходящей через точку О, явля-
г1ся вектором рОР (иногда его называют
нектаром напряжения), связанным с ориен-
ищией площадки в направлении ОР. Век-
п»р рор можно разложить на две состав-
лиющие: вектор N, перпендикулярный к
площадке, называемый нормальным Ha-
iti чжением, и вектор Т, расположенный в
плоскости площадки и называемый каса-
пичъным напряжением (рис. 1,й). Мате-
риал, находящийся с левой стороны пло-
щадки, действует на часть с правой сто-
роны с равными по величине и противо-
положно направленными силами —N и
1
Некоторое затруднение касается дого-
ио|«снности о знаках напряжений: по наи-
более обычному и естественному соглаше-
нию положительным считается нормальное
растягивающее напряжение. Это условие
принято и здесь, но в других дисциплинах,
например в механике грунтов, которая име-
ет дело обычно со сжимающими напряже-
ниями, нет смысла пользоваться таким
соглашением, и тогда сжимающее напряже-
ние считается положительным.
Далее теория строится следующим об-
разом. Показывается, что вектор напряже-
ний рОР для какого-либо направления ОР в
точке О можно выразить через шесть вели-
чин, называемых компонентами напряже-
ний. Вначале задается некоторая право-
сторонняя система координат с осями ОХ,
ОУ и OZ с началом в точке О. Для направ-
ления ОХ вектор напряжения рох опре-
деляется компонентами нормального ох и
касательного напряжений, действующих на
плоскости OYZ. Касательное напряжение
имеет компоненты по осям ОУ и OZ, обо-
значаемые тху и тхх, причем они считаются
положительными для направлений, указан-
ных стрелками на рис. 1,6. Аналогично
вектор рог имеет компоненты тух, ау и tzj1, а
рох-компоненты ти, г2у и oz в направлениях
соответственно х, у и z. Приведенные обо-
значения о для нормального и т для каса-
тельного напряжений общеприняты в инже-
нерной практике. Кроме них часто исполь-
зуются тензорные обозначения с осями
координат, указываемыми числами 1, 2 и 3.
В тех и других обозначениях имеем мат-
рицы компонент напряжений
СТх Тху Txz Pll Ри Ри
Хух Tvz И Ри Р12 Р13 (1)
Tzx Tzy CTz Р31 Рз2 РЗЗ
Далее можно показать, что девять ве-
личин из (1) сводятся к шести независимым
компонентам. С этой целью рассматрива-
ется равновесие малого куба, силы на гра-
нях которого иллюстрируются на рис. 1,в.
Условие отсутствия вращав >щего момента
сил означает
Тху ^yz ^zy> ^zx Vxz- (2)
Наконец, показано, что вектор напряже-
ния рОР для некоторого направления ОР
выражается через шесть величин из (1).
Направление ОР удобно задавать его на-
правляющими косинусами I - cos ХОР,
86
НАПРЯЖЕНИЯ
*п = cos YOP, п = cos ZOP, где ХОР, YOP и
ZOP- углы между OP и соответствующими
осями OX, 0Y и 0Z, причем имеет место
связь
I2 + т2 + и2 = 1. (3)
Напряжение на площадке, нормаль кото-
рой имеет направляющие косинусы /, т, п,
можно найти, рассматривая тетраэдр
ОАВС (рис. 1,г). Нормальное напряжение
на площадке ОАВС равно
о = 12пх + т2иу + и2стг + 2mm:yz +
+ 2и/тгх + 21ттху, (4)
и аналогично выражается касательное на-
пряжение. Следующий шаг-геометричес-
кий анализ изменения напряжения с на-
правлением. Для этого удобно воспользо-
ваться диаграммой Мора (см. Диаграмма
Мора), но часто строится так же так назы-
ваемая поверхность напряжений-поверх-
ность 2-го порядка, уравнение которой
имеет вид
х2стх + у2 о, + z2ctz + 2угтух + 2zxtzx +
= к2. (5)
Этому уравнению удовлетворяют коорди-
наты точки, находящейся на расстоянии
ка~'12 (к-постоянная) от начала О в на-
правлении (/, т, и).
Теория упрощается в важном случае
двумерных систем напряжений (рис. 1,д),
когда I = cos 6, т = sin 6, и = О и уравнение
(4) принимает вид
о = стх cos2 6 + csy sin20 + 2тх, sin 6 cos 6. (6)
Это уравнение легко найти прямо, повто-
рив анализ с самого начала. Касательное
напряжение на данной площадке в этом
случае определяется по формуле
т = | (ст, — ст j sin 20 + cos 20. (7)
Аналогом уравнения (5) будет уравнение
кривой 2-го порядка
х2стх + у2 ст, + 2хустх, = к2. (8)
Если знаки стх и ст, совпадают, то равенство
(8)-уравнение эллипса (рис. 1,е), а если
знаки стх и ст, разные, то равенство (8)-
уравнение гиперболы В любом случае су-
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ ПЛИТ
87
шествуют главные оси 0XY, OYj (рис. 1,е),
составляющие с ОХ и 0Y угол Ф, так что
2т„
tg2<D =---2^. (9)
Стх-ст,
)ги оси называются главными осями на-
пряжений, и в системе координат, ориенти-
рованной по главным осям, касательное
напряжение обращается в нуль, а уравнение
(К) принимает вид
O1X? + = к2, (10)
I де CTj и о2 называются главными напряже-
ниями (oj > o2J, которые соответственно
равны
‘ (ох + O0 ± |[(ож - о,)2 + 4t jT.(ll)
Аналогично в пространственном случае
уравнение (5) поверхности 2-го порядка
имеет три взаимно перпендикулярные глав-
ные оси, которые называются главными
осями напряжений; при преобразовании
координат к главным осям сдвиговые на-
пряжения исчезают, а нормальные напря-
жения становятся главными напряжениями,
которые обозначаются как о15 ст2 и стз>
гитая > о2 > о3.
Если в трехмерном случае оси системы
координат направлены по главным ссям,
io нормальное напряжение уравнения (4 на
площадке с направляющими косинусами /,
т. п равно
о = Oj/2 + о2т2-ь о3и2. (12)
Для касательного напряжения аналогич-
но получается простая формула
т2 = (Oj — o2)2/2wi2 + (<т2 — о3)2т2п2 +
+ (п3 - CTj2^/2. (13)
И1 уравнения (13) следует, что касательное
напряжение максимально на площадке с
направляющими косинусами (2-1/2, О,
2 |/2), которая делит пополам угол между
нап явлениями наибольшего и наименыпе-
к> главных напряжений. Величина макси-
1
мильного напряжения т равна ^^г — стз)-
Для ряда дальнейших приложений час-
1о требуется разложить напряжение на
|к-днее
1 1
= ^(^1 + °2 + °з) = ^х + °, + <?х)
(14)
и девиаторные напряжения
2 1
CTi-CTm = 3CTi-3(^2 +<*з) и т. д. (15)
Напряжение в данной точке-физичес-
кая величина, не зависящая от природы
среды. Для тел заданной формы, к кото-
рым приложены известные силы, можно
вычислить напряжения, если сделать пред-
положение о свойствах материала (напри-
мер, считать его упругим или пластичес-
ким). Измерить напряжения чрезвычайно
трудно, хотя для этого в принципе можно
использовать определенные физические ха-
рактеристики, например зависимость пока-
зателя преломление от напряжения. Боль-
шинствч экспериментальных методов опре-
деления напряжений основано на измере-
ниях других величин, таких, как смещения,
по которым вычисляются напряжение с
учетом предположений о природе мате-
риала.
Дж. К. Егер (J С. Jaeger).
ЛИТЕРАТУРА
1. Durelli A.J., Phillips Е. A. and Tsao С. Н., 1958,
Introduction to the Theory and Experimental
Analysis of Stress and Strain. New York:
McGraw-Hill.
2. Jaeger J. C., 1962, Elasticity, Fracture and Flow,
2nd ed. London: Methuen.
3. Love A.E.H., 1927, The Mathematical Theory of
Elasticity, 4th ed. Cambridge: Cambridge Uni-
versity Press.
4. Nadai Л., 1950, Theory of Fracture and Flow of
Solids, 2nd ed. New York: McGraw-Hill.
5. Timoshenko S.P. and Goodier J.N., 1951, Theory
of Elasticity, New York: McGraw-Hill.
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ ПЛИТ
Напряженное состояние вблизи поверх-
ности Земли может быть крайне сложным
из-за большого разнообразия механических
свойств и распределения сил, характери-
зующих условия в земной коре. Проблема
поля напряжений внутри плит возникает
88
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ плит
тогда, когда мы рассматриваем напряжен-
ное состояние в литосфере на некотором
расстоянии от границ плит и в масштабах
расстояний и времени, отвечающих теории
тектоники плит. Для этой концепции мы
ведем поиск такого представления поля
напряжений, которое эффективно включало
бы в себя сложность близповерхностных
условий и отражало усредненную длинно-
волновую картину напряжений в литосфе-
ре. С этой точки зрения, заметные горизон-
тальные вариации напряжений внутри плит
происходят в масштабах, сравнимых или
превышающих мощность верхней части ли-
тосферы, которая ведет себя как упругое
тело в масштабе времени миллионов лет
или более; иными словами, длины волн
горизонтальных напряжений в литосфере
составляют несколько десятков километ-
ров или больше. Вертикальная нормальная
компонента напряжений в литосфере обыч-
но очень близка к литостатическому давле-
нию, весу вышележащего материала. По-
скольку суммарная плотность равномерно
увеличивается с глубиной, литостатическое
давление может хорошо аппроксимиро-
ваться как кусочно-линейная функция глу-
бины.
Изменение напряжений внутри плит. Для
выявления поля внутренних напряжений ис-
пользуются разнообразные технические
средства. Они варьируют от прямых изме-
рений поля напряжений в масштабе не-
скольких метров до наблюдений над геоло-
гическими явлениями, чувствительными к
напряжениям, или фокальными механизма-
ми землетрясений, которые дают средние
напряжения в масштабе десятков километ-
ров. Данная техника измерений может спо-
собствовать установлению ориентировки
главных напряжений, величинам девиатор-
ного напряжения или того и другого.
Из всего разнообразия наблюдаемых
параметров поля напряжений ориентиров-
ка главных горизонтальных напряжений
может быть последовательно установлена
на основе широкого диапазона технических
средств, и, следовательно, характер поля
внутриплитных напряжений наилучшим об-
разом отражает глобальную картину. Су-
ществует также хорошее согласие между
различными методами измерений in situ,
которые выясняют величину девиаторных
напряжений в верхней части коры. Допол-
нительное региональное распределение
ориентировки и величины главных напря-
жений накладывает сильные ограничения
на источники напряжений в литосфере. Во
всех случаях крайне желательна региональ-
ная согласованность многих измерений при
определении внутриплитного поля напря-
жений.
Фокальные механизмы землетрясений.
Современное знание поля внутренних на-
пряжений многих районов почти полностью
основано на изучении фокальных механиз-
мов внутриплитных землетрясений. Земле-
трясения внутри литосферных плит, дви-
жущихся от границ между плитами, дают
небольшой вклад в глобальную сейсмич-
ность, но они очень важны для изучения
внутренних деформаций в литосфере и ее
напряженного состояния. Детали техники
расчета фокальных механизмов для земле-
трясения по наблюдениям сети сейсмогра-
фов и данных, вытекающих из механизма
ориентации главных напряжений до земле-
трясения, широко известны.
Ориентировка напряжений устанавлива-
ется по ориентировке нодальных плоскос-
тей землетрясений и оси Р, определяемой
как направление, перпендикулярное линии
пересечения нодальных плоскостей и раз-
деляющей квадранты дилатансии сферы
очага землетрясения. Если нодальная плос-
кость, соответствующая реальному разло-
му, может быть установлена, определение
направления максимальных главных сжи-
мающих напряжений в месте возникнове-
ния землетрясения находится вращением
оси Р приблизительно на 15° в направлении
вектора подвижки при землетрясении. Кон-
трольные эксперименты показывают, что
точность этого определения около 20° [9].
Использование оси Р для выявления ориен-
тировки максимального напряжения сжа-
тия в условиях, когда необходимые крите-
рии для установления плоскости разлома
отсутствуют, дает ошибку определения
почти в два раза больше. Значительно бо-
лее надежное определение напряженного
состояния в районе может быть сделано,
если имеется несколько различных фокаль-
ных механизмов, так как многократные
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ ПЛИТ
89
н 1мерения устраняют неоднозначность в
ишерпретации единичного механизма. Раз-
нообразие фокальных механизмов в огра-
ниченном районе не обязательно совмести-
мо с региональным полем напряжений.
Предполагается, что источник пропес-
н»в, вызывающих землетрясения умерен-
ных размеров, охватывает область напря-
женного состояния до нескольких десятков
километров. Внутриплитные землетрясения
। ипичной глубиной очагов до 20 км охва-
। ывают части литосферы, которые другими
методами не могут быть исследованы. Ши-
рокое географическое распределение внут-
риплитных землетрясений и их встречае-
мость в каких-либо других недоступных
районах (таких, как океаны) делает их наи-
более обычными источниками данных, ис-
пользуемых при изучении поля напряжений
внутри плит. Недостаточная надежность
юмлегрясений для суждения о внутриплит-
ных напряжениях определяется явной не-
определенностью в ориентировке напряже-
ний, основанной на единичных событиях и
1»сдкой встречаемостью таких землетрясе-
ний, что создает трудности в установлении
|к-| ионального соответствия предполагае-
мых полей напряжений многих районов.
Ьолее того, фокальные механизмы земле-
трясений проливают свет на абсолютные
шАчения компонент напряжений.
Измерение напряжений in situ. Обычно
•к пользуют методы прямого определения
напряженного состояния- метод разгрузки
и метод гидроразрыва. Магарр и Гей [6]
инисали эти методы и обобщили результа-
нт таких исследований за 1977 г.
Метод разгрузки (существует много
ри пювидностей) относительно дешев, но
чн обычно ограничен глубинами менее пер-
пых десятков метров. На больших глубинах
и (морения деформации методом разгрузки
можно производить при разработке ство-
‘IOH шахт. В большинстве районов из-за
распространенной трещиноватости и вы-
маривания на поверхности имеется слой, в
KoiopoM измерения напряжений характерн-
ою гея широким разбросом и не имеют
нн (и с истинными тектоническими напря-
жениями в литосфере. Если предосторож-
(юс1и приняты, чтобы проникнуть ниже
и hi о слоя, неглубокие измерения деформа-
ций позволяют оценить напряжения, кото-
рые согласуются с измерениями на глубине.
Чтобы вывести напряжение из разгрузки,
необходимо измерить упругие свойства
образца пород, такая процедура может
приводить к значительным ошибкам.
Измерения напряжений in situ с исполь-
зованием метода гидроразрыва проводятся
на глубинах до 5 км, но бурение скважин на
такую глубину-дорогостоящая и длитель-
ная операция. В районах, где возможны
тщательные измерения обоими методами,
гидроразрыва и разгрузки керна, согласие
между ними вполне приемлемое.
В отличие от внутриплитных землетря-
сений техника измерений in situ позволяет
проводить достаточные измерения для про-
верки регионального соответствия резуль-
татов. Возможность выбора района иссле-
дования и производства многих наблюде-
ний поля напряжений составляют главную
привлекательность методов in situ.
Геологические индикаторы напряжений.
Развитие многих геологических процессов
контролируется девиаторным полем напря-
жений в литосфере. В наименьшем масшта-
бе микроструктуры мантийных ксенолитов
(плотность дислокаций и размеры рекрис-
таллизованных зерен) могут быть использо-
ваны для определения величин касательных
напряжений на глубине. Вытянутые в одну
линию проводящие каналы (например, дай-
ки, шлаковые конуса и боковые излияния)
дают важную опенку ориентировки, по
крайней мере главных горизонтальных на-
пряжений, усредненных для сравнительно
большой области коры [7]. Согласующиеся
в региональном масштабе индикаторы по-
ля напряжений могут быть также получены
из наблюдений над направлением движения
обнажающихся разрывов различной ориен-
тировки. Ориентировку древнего поля на-
пряжения можно получить из определения
возраста даек и разломов по их взаимо-
отношениям с древними слоями [15]. К
другим геологическим явлениям, которые
используются как индикаторы ориентиров-
ки главных напряжений, относятся трещи-
ны, стилолиты и ледниковые разрывы
(pop-ups). Детальное обсуждение этих и
других методов определения напряженного
состояния содержится в сборнике статей
90
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ плит
Рис. I. Направления главных горизонтальных напряжений внутри плит (сводка глобальных данных
до 1978 г. включительно). Залитые и незалитые кружки обозначают ориентировку напряжений,
полученную на основе фокальных механизмов землетрясений и измерений in situ соответственно.
Направление наибольшего горизонтального сжатия показано стрелками, обращенными внутрь, для
измерений in situ и линиями для данных по землетрясениям с механизмами взбросового типа;
направление наименьших сжимающих напряжений для землетрясений сбросового типа показано
стрелками, обращенными наружу; для землетрясений с преобладанием сдвиговой компоненты
показаны наибольшие и наименьшие сжимающие напряжения (или их проекции на горизонтальную
плоскость). Пунктиром показаны направления, определенные неточно; землетрясения взбросового
типа с плохо определенной осью Р показаны залитыми кружками без стрелок. Границы плит
изображены сплошными линиями [10].
под редакцией Ханкса и Роли [4]. Линей-
ные цепочки островов и подводных гор
Тихого океана и других мест рассматрива-
ются некоторыми исследователями как ин-
дикаторы напряжений в пределах плит в
значительно более крупном масштабе [12].
Современное знание о внутриплитных на-
пряжениях. Этот раздел суммирует круп-
ные черты глобального внутриплитного по-
ля напряжений, основанных на различного
типа измерениях, обсуждавшихся ранее
(рис. 1). Более полное обсуждение этих
данных можно найти у Ричардсона [10].
Внутриплитное поле напряжений в Се-
верной Америке имеет наиболее плотную
сеть наблюдений сравнительно со всеми
другими плитами. По мере накопления
данных обнаружилась тенденция пропор-
ционального усложнения поля напряжений.
Региональная согласованность наблюдает-
ся в большинстве районов, но обычный
порядок размеров для гомогенного поля
напряжений в региональном плане меньше
чем предусматривалось простыми моделя-
ми распределения сил на границах плит
Зобак и Зобак [14] собрали данные о напря-
жениях для значительной части США и
установили существование провинций, где
напряжения меняются на расстояниях от
100 до 2000 км (рис. 2). Выделение про
винций по характеру напряжений основы-
валось на региональном согласии ориенти-
ровки главных осей напряжений и относи-
тельных величин главных осей. Переходные
зоны между этими регионами относитель-1
но гомогенных полей напряжений часто
резкие, шириной менее 75 км. Самая круп-
ная область единого поля напряжений най-
дена в стабильной внутренней части плиты,
характеризующейся самыми большими го-
ризонтальными напряжениями сжатия,
ориентированными в направлении восток I
91
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ ПЛИТ
3
X
св
о
X
i
X
2
3
Q.
О
X
3
X
*
3
о
X
Q.
О
X
€
о
*
св
X
X
о
о
>Х
Св
X
X
X
X
св
X
2
св
о
ю
о
X
О
8
2 U.
x У
t> и
n —
n о
El О
§
X
€
X
«
X
о и
3
ос
2
х
3
8
>x
X
2
О
X
св
*
« «
s
a
о
*
*

с
о
S
ев
св
X
О
о
CL
X
X
5
U3
X о
ев
9 о
Ь s
° u.
Ч JS
св
св
X
о
о
св
о
«=:
о
о
св
g
о
JX
о
X
о
м
X
о.
о
св
X
*
X
со
св
§
X
s
о
о
X
зХ
св
tn
X
3
X
о
о
>х
X
X
о
*
к
&
X
св
S
о

> x
U x
3 о
о
о
о
X
X
С
о
2
X
3
X
i
S.
X 1
Hx
X 'r-
uj 3
t-
о о U
tn
X
2
X
3
X
92
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ плит
запад и восток-северо-восток-юго-запад.
На тектонически активной области Запада
США провинции меньше по размерам и
ориентировка, по крайней мере главных
горизонтальных напряжений, обнаружива-
ет тенденцию к отражению преимуществен-
но региональной составляющей.
В глобальном плане эта общая картина,
оказывается, повторяется: стабильные внутри-
плитные области характеризуются макси-
мумом сжимающих почти горизонтальных
напряжений, имеющих близкую ориенти-
ровку [11]. Направление наименьшего го-
ризонтального сжатия оказывается соглас-
ным с полем напряжений в районах текто-
нической активности вблизи границ плит,
где происходит растяжение, и в окрестнос-
тях значительных напряжений изгиба, та-
ких, как внешние области зон субдук-
ции.
В Западной Европе севернее Альп наи-
большие горизонтальные напряжения сжа-
тия имеют согласованную ориентировку с
северо-запада на юго-восток. В Азии на-
правления максимального горизонтально-
го сжатия группируются в направлении
примерно север-юг, особенно к северу от
Гималаев. На Индийской плите максималь-
ное горизонтальное сжатие ориентировано
с севера на юг в континентальной части
Индии и преимущественно с востока на за-
пад в Австралии. В западной части Южной
Америки направление наибольшего сжатия
восток-запад перпендикулярно конвергент-
ной границе плиты; имеются некоторые
доказательства, что в Бразилии ориенти-
ровка сменяется на северо-западную-юго-
восточную. В Восточной Африке преобла-
дает растяжение в восточно-западном на-
правлении, но западная часть Африканской
плиты характеризуется максимальным сжа-
тием, ориентированным примерно с севе-
ро-запада на юго-восток.
За исключением двух районов, поле на-
пряжений внутри плит океанической лито-
сферы изучено недостаточно. Фокальные
механизмы восьми землетрясений в цент-
ральной и южной частях Тихого океана
указывают на район протяженностью более
2000 км с преимущественным горизонталь-
ным сжатием в направлении северо-запад-
юго-восток [8]. Поле напряжений в север-
ной части Индийского океана также хоро-
шо устанавливается на основе фокальных |
механизмов ряда умеренных до сильных
землетрясений; выявленная северо-запад-
ная-юго-восточная ориентировка наиболь-|
шего сжатия выступает как переходная
между напряженным состоянием литосфе-
ры Индии и Австралии. Оценки ориенти-1
ровки главных напряжений в большинстве'
других океанических регионов основаны в
значительной степени на небольшом числе
фокальных механизмов и не могут рассмат-
риваться как надежные [2].
Источники внутриплитных напряжений. В
глобальном масштабе предполагается, чго
главный источник напряжений внутри шип
связан с силами, вызывающими движение
плит. Однако многие другие механизмы!
могут также вносить вклад или даже пре
обладать в региональных полях напряже-
ний. Первая попытка разделить и услано
вить число различных источников напряже-
ний исходит из возможности использовать
часть внутриплитных напряжений, которые
связаны с силами, движущими плиты, для
выяснения природы и величины самих этих
сил [10]. Детали движущего механизма пе
ремещения плит и его связи с мантийной
конвекцией и термической эволюцией Зем-
ли остаются одной из главных нерешенных
проблем тектоники плит.
В соответствии с различием механичес -
ких границ сферической оболочки литосфом
ры, которая взаимодействует с прилегаю!
щими плитами на всех латеральных грани!
цах и ограничена снизу более жидкой аст
носферой, силы, движущие плиты, делятся
на четыре основных типа: нормальные силы
на конвергентных и дивергентных граните
и силы скалывания по трансформным раз»
ломам и в основании плит [10].
В океанических разрастающихся хреб|
тах поднятие океанического дна и связав
ные с ними изменения плотности выражв
ются в чистом горизонтальном сжатий
приложенном к дивергентным плитам [!
Силы, приложенные к плитам на конвев
гентных границах, выделяются с большим
трудом. В зонах конвергенции континеЯ
тов, таких, как Альпы или Гималаи, выс»
кий рельеф является доказательством сж»
тия в прилегающих плитах. В зонах субдуя
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ ПЛ.
93
ции чистая горизонтальная сила, действую-
ща и на несубдуктируемую часть плит, не-
зостаточно ясна; даже знак эквивалентных
• из на таких границах плит не определен и
может меняться между зонами субдукции.
Напряжения на трансформных границах
(хм. Трансформные разломы), где две плиты
। кользят относительно друг друга, явно
• низаны с сопротивлением движению, но их
иг личины являются предметом дискуссии
|4|. Природа сил, приложенных к подошве
иносферы при относительном движении
пиит и нижележащей мантии, малопонятна.
Оценки величин базальных касательных
напряжений меняются от нескольких бар
(полученных на основе скоростей движения
плит и оценок вязкости астеносферы) до
НИ) бар (на основе изучения микроструктур
шнгийных ксенолитов). Ввиду того что
(mi шльное скалывание пассивно препятст-
i»vc I движению плит, горизонтальное внут-
|Hiinee сжатие ориентировано параллельно
иск юру абсолютной скорости движения
пипы относительно астеносферы, что Ha-
il полается в крупной провинции Мидкон-
III пент, установленной Зобаком и Зобаком
114 ] в США. Однако вектор абсолютной
।»орости движения близко совпадает с на-
правлением сил отталкивания от Средин-
пи Атлантического хребта, так что два ме-
мппнма не могут быть разделены как воз-
можные источники наблюдаемого поля на-
пряжений.
Вертикальная нагрузка, приложенная к
пруI ой плите, лежащей на жидкой астено-
•|icpc, вызывает изгиб плиты; большие ло-
ви п.ные горизонтальные напряжения, свя-
шные с изгибом, сильно меняются с глу-
пцов. Оценки напряжений изгиба в упру-
। их моделях литосферы под тяжестью океа-
нических островов или изгиба, соответству-
ющею наблюдаемой кривизне субдуктиру-
чн>й плиты в океанических желобах, дают
। «кие высокие значения, как 5-10 кбар, зна-
онсльно больше типичной прочности гор-
них пород [13]. В более реалистических
м»панических моделях литосферы, в кото-
рых принимается во внимание пластическое
in те чение на глубине, напряжения, связан-
пие с наблюдаемым изгибом плит, ниже,
ни вокально напряжения изгиба могут
- 1.1 на 1ься ведущими среди напряжений.
вызванных механизмами движения плит.
Нагрузка литосферы, достаточная для об-
разования значительных напряжений при
изгибе плит, может возникать в результате
накопления и таяния льда, изменений уров-
ня моря, вулканических излияний, осадко-
накопления и эрозии.
В районах активного растяжения и тек-
тоники на Западе США Зобак и Зобак [14]
обнаружили частое соответствие между
провинциями с различным типом напряже-
ний и тепловым потоком, которое под-
тверждает, что термические напряжения
или силы скалывания, связанные с актив-
ной мелкомасштабной конвекцией в асте-
носфере, могут играть важную роль в пере-
распределении внутриплитного поля напря-
жений. Термическим напряжениям могут
также сопутствовать поднятия и опускания,
связанные с тяжестью осадков или эрозий.
Были предложены некоторые другие источ-
ники напряжений в литосфере, являющиеся
скорее следствием движения плит или тер-
мического развития, чем движущих сил. По
мере того как молодая литосфера движется
от хребта и охлаждается, дифференциро-
ванное термическое сжатие может вызыват
термические напряжения в литосфере [12,
3]. Большие напряжения могут также воз-
никать вследствие долготной компоненты
движения плит на эллипсоидальной Земле
(см. Мембранная тектоника).
Вязкая релаксация напряжений за счет
деформации отдельных зерен минералов
является важным моментом исследований
и позволяет оценить величину напряжений
в литосфере, вызванных различными ме-
ханизмами [5]. Имеющиеся сейчас гео-
физические данные часто ненадежны для
выявления вязкой компоненты в литосфере,
но эффект уровня напряжений может быть
значительным для некоторых, если не для
большинства современных механизмов на-
гружения. Исключая очень быстро двигаю-
щиеся плиты, напряжения, вызванные за
счет двух механизмов, упомянутых выше,
могут накапливаться достаточно медленно,
так что вязкая релаксация сильно снижает
их вклад в поле напряжений внутри
плит.
Благодарность. Критические замечания,
которые сделали Брейс, Ханкс, Магарр,
94
НАПРЯЖЕНИЯ ВНУТРИ ПЛИТ
Сбар, М. Зобак и М. Зобак, позволили зна-
чительно улучшить эту статью.
Эрик А. Бергман (Eric A. Bergman,
Dept, of Earth and Planetary Sciences,
Room 54-512, Massachusetts Institu-
te of Technology, Cambridge, Mas-
sachusetts); Син К. Соломон (Sean C.
Solomon, Dept, of Earth and Planetary
Sciences, Massachusetts Institute of
Technology, Cambridge, Massachu-
setts 02139).
ЛИТЕРАТУРА
1. Artyushkot E. F, 1973, Stresses in the lithosphere
caused by crustal thickness inhomogeneities,
Jour. Geophys. Research 78, 7676-7708.
2. Bergman E. A. and Solomon S.C., 1980, Oceanic
intraplate earthquakes: implications for local
and regional intraplate stress, Jour. Geophys.
Research, 85, 5389 -5410.
3. Bratt S. R., Bergman E. A. and Solomon S. C.,
1985, Thermoelastic stress: how important as a
cause of earthquakes in young oceanic lithosphe-
re? Jour. Geophys. Research 90, 10249-10260.
4. Hanks T. C. and Raleigh С. B., eds., 1980, The
conference on magnitude of deviatoric stresses in
the earth's crust und uppermost mantle, Jour.
Geophys. Research 85, 6083 6435.
5. Lambeck K. and Nakiboglu S. M., 1981, Sea-
mount loading and stress in the oceanic li-
thosphere, 2. Viscoelastic and elastic-viscoelastic
models, Jour. Geophys. Research 86, 6961-6984.
6. McGarr A. and Gay N. C., 1978, State of stress in
the earth’s crust, Earth and Planetary Sci. Let-
ters Ann. Rev. 6, 405 -436.
7. Nakamura N„ Jacob К. H. and Davies J. N.,
1977, Volcanoes as possible indicators of tecto-
nic stress orientation: Aleutians and Alaska,
Pure and Appl. Geophysics 115, 87-112.
8. Okal E.A., Talandier J., Sverdrup K.A. and Jor-
dan TH., 1980, Seismicity and tectonic stress in
the south-central Pacific, Jour. Geophys. Re-
срягсИ RS 6479_____649S
9. Raleigh С. B.. Healy j. H. and Bredehoeft J. D„
1972, Faulting and crustal stress at Rangely,
Colorado, in H.C. Heard et al_, eds., Flow and
Fracture of Rocks. Washington, D. C: American
Geophysical Union Geophys. Monogr. (Ser. 16),
275-284.
10 Richardson R. M„ Solomon S. C. and Sleep N. H.,
1979, Tectonic stress in the plates, Rev. Geophys.
Space Phys. 17, 981 1020.
11. Sykes L.R. and Sbar M.L., 1974, Focal me-
chanism solutions of intraplate earthquakes and
stresses in the lithosphere, in L. Kristjansson,
ed., Geodynamics of Iceland and the North
Atlantic Area. Hingham, Mass.: D. Reidel,
207-224.
12. TUrcotte D.L. and Oxburgh E. R., 1973, Mid-
plate tectonics. Nature 244, 337-339.
13. Watts A. B., Bodine J. H. and Steckier M.S.,
1980, Observations of flexure and the state of
stress in oceanic lithosphere, Jour. Geophys
Research 85, 6369 6376.
14. Zoback M.L. and Zoback M.D., 1980, State of
stress in the conterminous United States, Jour.
Geophys. Research 85, 6113-6156.
15. Zoback M. L., Anderson R.E. and Thompson G.A,
1981, Cainozoic evolution of the state of stres»
and style of tectonism of the Basin and Range
province of the western United States, Royal
Soc. London Philos. Trans. 300, 407-434.
НЕКОМПЕТЕНТНЫЕ ПОРОДЫ
см. СКЛАДКИ ВОЛОЧЕНИЯ
НЕКОМПЕТЕНТНЫЕ СЛОИ
см. СКЛАДКИ ВОЛОЧЕНИЯ
НЕЛИНЕЙНОЕ РЕОЛОГИЧЕСКОЕ
УРАВНЕНИЕ см. РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
НЕОДНОРОДНАЯ ДЕФОРМАЦИЯ-
см. ДЕФОРМАЦИЯ
НЕПРЕРЫВНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ-
см. СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
НОРМАЛЬНОЕ ВИДИМОЕ СМЕЩЕНИЕ -
см. РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИ1-
НОРМАЛЬНОЕ НАПРЯЖЕНИЕ
см. НАПРЯЖЕНИЯ
НЬЮТОНОВСКАЯ ЖИДКОСТЬ
см. РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
о
ИНДУКЦИЯ
Обдукция термин, обозначающий про-
цесс транспортировки океанической коры и
мантии на континентальную окраину [3].
Хотя обычно плотные океанические поро-
11.1 поглощаются при субдукции в океани-
ческом желобе, иногда крупные тяжелые
б юки океанической литосферы отрывают-
i и от ее корней и нагромождаются сверху
•и менее плотную континентальную кору.
Подобные перемещенные океанические по-
роды наблюдаются на суше в виде офиоли-
1ОВЫХ комплексов, которые, в частности,
хорошо сохранились во внешних частях
|||ких орогенных поясов, как Аппалачи,
А 1ьпы и Гималаи.
Наиболее известным и убедительным
примером фрагментов океанической коры и
мантии, лежащих на суше, является полный
рп |рез офиолитового комплекса Бей-оф-
Айлендс на западе острова Ньюфаундленд.
Чюбы показать справедливость этих пред-
• 1 1 олений, мы кратко опишем' геологичес-
кую обстановку и особенности пород.
Комплекс Бей-оф-Айлендс образует са-
мую верхнюю толщу в структуре аллохто-
•III Хамбер-Арм, перекрывающего автохтон-
ную кембрийскую - ордовикскую в основ-
ном карбонатную серию (рис. 1). Палео-
• пи рафическая реконструкция восточной
••пеги древней континентальной окраины
I спорной Америки может быть сделана на
. пове стратиграфического анализа авто-
х питых и аллохтонных пород с учетом
• рукгурных соотношений перемещенных
•юрод. Результаты такой интерпретации
цикл <ывают, что карбонатные отложения
представляют собой древний континен-
14'П.ный шельф, нижележащие осадочные
пачки аллохтона Хамбер-Арм откладыва-
•• I. на континентальном склоне и под-
•ю*ии восточнее, а верхний офиолитовый
him и.пеке блок океанической коры и ман-
тии, наиболее переместившийся в процессе
обдукции [13, 15].
Мощность стратиграфического разреза
офиолитового комплекса Бей-оф-Айлендс
составляет 12 км. Эта мощная толща круто
падает и состоит сейчас из тонких суб-
горизонтальных тектонических чешуй тол-
щиной меньше 1 км. Подошва офиолито-
вого комплекса отмечена динамотермаль-
ным ореолом крутопадающих и согласных
с офиолитами супракрустальных пород
мощностью 100 м. Основание тонкого суб-
горизонтального офиолитового слоя мар-
кируется по узкой зоне серпентинита и
меланжа в глинистом сланце, включающей
блоки осадочных, вулканических пород и
резких включений габбро и серпентинитов.
Обдукция горячей океанической пласти-
ны литосферы привела к образованию ди-
намотермального ореола в метаморфичес-
кой ассоциации, отвечающего температу-
рам около 900 °C [11]. Отрыв офиолитовой
пластины первоначально произошел в ман-
тии, на глубине 5 км ниже границы Мохо
(что дает мантийную долю этого текто-
нита), и дальнейшее ее перемещение созда-
ло термический покров на супракрусталь-
ных породах. В результате супракрусталь-
ные породы древней континентальной ок-
раины на востоке Северной Америки были
покрыты офиолитовым комплексом сум-
марной мощностью 12 км. Позже офиоли-
товый комплекс приобретает метаморфи-
ческий ореол, сминается в широкую син-
клиналь, затем срезается и перемещается на
запад в виде тонкой пластины по новой
субгоризонтальной поверхности срыва,
маркируемой глинистым меланжем. Пер-
воначальный импульс процесса обдукции
или перемещения офиолитового комплекса,
вероятно, возник при выталкивании блока
со стороны океанической плиты, но затем
окончательное внедрение тонкой структур-
ной пластины происходило в условиях
96
ОБДУКЦИЯ
Рис. 1. Геологическое положение комплекса Бей-оф-Айлендс. запад острова Ньюфаундленд [18]
1 - тектоническая граница под перемещенными породами. Кембрий и в основном ордовик (2-10), сред]
них перемещенные породы (2 9): 2-7-комплекс Бей-оф-Айлендс: 2 -обломочные отложения, 3—ос
новные пиллоу-лавы, 4- пластообразные дайки и брекчии, 5-габбро, б-улыраосновные породы
7- метаморфические породы; S-смесь вулканических и метаморфизованных магматических пород
9 обломочные отложения (подгруппа Хамбер-Арм); 10 автохтонные породы; карбонаты и песчД
ник.
главным образом поверхностного грави-
тационного скольжения.
Обломочный материал офиолитов в
нижнеордовикских осадочных породах ал-
лохтона Хамбер-Арм наряду с зернами
хромита, шпинели и пироксенов представ
лен также в среднеордовикском флише, о
ложившемся преимущественно до перем
щения аллохтона. Эти данные вместе |
наблюдениями офиолитовых пород в зона
ОБДУКЦИЯ
97
чицижа у основания аллохтона свидетель-
। и у ют о сжатии, нараставшем в направле-
нии с востока на запад, и об окончании
em (рения всех перемещенных пород, сфор-
||||>|>н.1вших единый аллохтон. В пропессе
и* р< мощения аллохтона на эродированном
(пониювом комплексе отложились сред-
h. ордовикские (лландейлские) брекчии [2].
I рои тьемиты комплекса Бей-оф-Айлендс
имени изотопный возраст 485,7 млн. лет (с
ииюками +1,9 и —1,2 млн. лет) [7], а
«мфиболы из динамотермальной зоны име-
|о| noipacT 469 + 5 млн. лет [4]. Первый
mi пинает на время образования офиолито-
вою комплекса. Второй говорит о несколь-
ко более поздней первоначальной обдукции
и lot 'шсуется с седиментологическим ана-
•iiioM истории тектонического переноса.
И. рхний временной предел окончания внед-
1«нмя офиолитов определяется среднеордо-
»им ким (карадокским) возрастом неоавто-
||.*11ной формации Лонг-Пойнт, которая
н < ot ысно перекрывает осадочные слои на
«ни той передовой окраине аллохтона
X «мбер-Арм.
Корневая зона комплекса Бей-оф-Ай-
и нежит к востоку от древней конти-
тиииьной окраины, где хорошо сохрани-
ли рудименты раннепалеозойского океа-
• ho внутренних частях Северного Аппа-
• йот орогена-например, офиолитовые
••мп кассы Адвокат, Пойнт-Русс и Беттс-
Кки 116]. Границы между древней океани-
•>«"<» и континентальной корой в Север-
ом* Аппалачах проходит по линеаменту
• ив Перге-Бромптон [16]-крутопадаю-
... разлому, отмечаемому выходами
I'.." инов, вмещающих асбестовые место-
। • в пня. что делает район Байе-Верте -
I г 'Minон богатейшим в мире асбестовым
♦••нм К востоку от этого линеамента
Фин ни оные породы перекрыты нижне- и
\ in. ордовикскими вулканитами остров-
ши lyi, свидетельствующими о вулкани-
• активности в океанической литосфе-
1* во время перемещения комплекса Бей-
। Лйчсндс. Время окончания внедрения
Н пи он на древнюю континентальную
11.0111 v совпадает с прекращением вулка-
•• «< *ой деятельности и отложением сред-
р (.'инкских (карадокских) черных слан-
• нт океанических вулканитах [5]. Раз-
витие внутренней части Северных Аппала-
чей в позднем ордовике, силуре и девоне
включало отложение все более мелковод-
ных осадков и накопление мощных конти-
нентальных вулканических и осадочных
ассоциаций, свидетельствующих о корен-
ном изменении в эволюции орогена и почти
полном разрушении океанической коры в
результате обдукции.
Офиолитовые меланжи типа тех, что
проявляются под аллохтонными офиолита-
ми комплекса Бей-оф-Айлендс, хорошо
развиты к востоку от аллохтона Хамбер-
Арм, где они структурно связаны с разно-
образно деформированными и метаморфи-
зованными обломочными породами, зале-
гающими непосредственно к западу от ли-
неамента Байе-Верте-Бромптон. Сложно
деформированные обломочные породы
(подгруппа Флёр-де-Ли) интерпретирова-
лись как часть призмы древнего континен-
тального поднятия (граница древней конти-
нентальной окраины до начала разруше-
ния) [17], однако временные соотношения
деформации и метаморфизма и образова-
ния и транспортировки офиолитовых ком-
плексов, подобных блоку Бей-оф-Айлендс,
остро дискутируются при анализе струк-
турной эволюции Аппалачей [10, 16].
Офиолитовые меланжи, ассоциирующиеся
с обломочными породами континентально-
го поднятия, видоизменяются в зависимос-
ти от полного стратиграфического разреза,
отражающего локальные структурные и
метаморфические преобразования. Проис-
хождение офиолитовых меланжей лучше
всего объясняется перемещением комплек-
са Бей-оф-Айлендс с места его образования
до современного положения. Сходство
структурной и метаморфической истории
меланжа и пород континентальной окраи-
ны показывает, что первоначальная обдук-
ция офиолитов происходила вдоль поверх-
ности ранее недеформированной континен-
тальной окраины.
Офиолитовые комплексы линеамента
Байе-Верте-Бромптон и к востоку от него
круто падают, и их стратиграфические раз-
резы обращены на восток. Это свидетель-
ствует о чешуйчатом надвигании офиоли-
товых блоков к континентальной окраине.
Локальное досилурийское несогласие дата-
98
ОБДУКЦИИ
рует чешуйчатые образования ордовиком.
Следовательно, все ньюфаундлендские офио-
литы связаны с одним циклом генерации
офиолитов. Кроме того, разнообразная де-
формация и метаморфизация на древней
континентальной окраине, по-видимому,
сопровождались захоронением пород и
сжатием в процессе обдукции.
Крутопадающие параллельные дайки
комплекса Бей-оф-Айлендс ориентированы
на северо-запад, перпендикулярно северо-
восточному простиранию древней конти-
нентальной окраины и такому же простира-
нию Аппалачского орогена. Поэтому мож-
но предполагать, что офиолитовый комп-
лекс во время перемещения поворачивался
или генерация протекала в зоне спрединга
хребта, который располагался под прямым
углом к древней береговой линии. Ориенти-
ровку параллельных даек относительно на-
правления первоначальной обдукции мож-
но сравнить с результатами анализа лежа-
чих складок в подошве базальной динамо-
термальной зоны. Почти постоянное верти-
кальное положение параллельных даек ука-
зывает на северо-западную ориентировку
роя даек, существовавшую до смятия офио-
литового комплекса в прямые складки с
осями, направленными на северо-восток.
По всей длине Аппалачского орогена
пояс пород, сформировавшихся на древней
континентальной окраине востока Север-
ной Америки, имеет синусоидальную фор-
му. Считается, что она отражает перво-
начальные зигзагообразные очертания ок-
раины, подчеркнутые ортогональными риф-
тами и трансформными разломами, кото-
рые ограничивали угловатые углубления су-
ши и мысы, примыкающие к современной
атлантической окраине Большой Ньюфаунд-
лендской банки [14]. В связи с формой
древней континентальной окраины необхо-
димо отметить, что надвинутые офиолиты
и переместившиеся с ними осадочные поро-
ды преимущественно размещены в местах
древних входящих углов континента.
Осадочные породы на офиолитовом
комплексе Бей-оф-Айлендс, являющиеся
неотъемлемой частью перемещенной тол-
щи, представлены в основном глинистыми
сланцами и вулканокластами, но местами
включают кварцсодержащие отложения,
свидетельствующие об образовании офио-
литов по соседству с континентальным ис-
точником [10].
Полосчатые габбро, связанные с ними
деформированные породы на юго-запад
ном краю комплекса Бей-оф-Айлендс л воз-
вышенность Льюис, как предполагают,
отражают формирование трансформно! о
разлома, крутопадающего на северо-восток
[9].
Расстояние, на которое тсреместился
комплекс Бей-оф-Айлендс, можно оценить,
если последовательно рассмотреть участок
между его современным положением и мес-
том зоны срыва. Суммируя ширину всех
современных разрезов, составляющих ал-
лохтон Хамбер-Арм, и учитывая растяже-
ние структур по древней континентальной
окраине, мы получаем для этого расстоя-
ния оценку минимум 400 км. Максималь-
ный интервал времени, за который прои-
зошло перемещение, по седиментологичес-
ким данным и изотопным датировкам,
составляет 20 млн. лет. Отсюда ^ледует
что средняя скорость переноса составляла
0,2 см/год-величина, близкая к соьоемеи-
ной скорости спрединга морского дна. Рис
2 иллюстрирует основные этапы тектони-
ческой истории комплекса Бей-оф-Айлендс
Модели обдукции офиолитов основаны
главным образом на стратиграфическом и
структурном анализе офиолитовых масси-
вов. Независимо от положения или воз- 1
раста орогенного пояса большинство мо-
дельных построений имеют дело со сл
дующими общими проблемами.
Место образования офи элитово! I
комплекса, подвергнутого обдукции: гд
формировались офиолиты? В основной
зоне океанического спрединга, учален
ной от континентальной окраины, или
зарождались вблизи берега из коры ты
ловой дуги либо из краевого жсани
ческого бассейна?
Время образования офиолит овог »
комплекса: возраст офиолитов, сохр-
вившихся во многих орогенных поясаИ
дает короткие отрезки времени их фо
мирования, в то время как стратиграф»
ческий анализ указывает на значительна 1
более длительную историю их эгеани
ческого развития.
ОБДУКЦИЯ
99
ПОЗДНИЙ КЕМБРИЙ - РАННИЙ ОРДОВИК
1500км------------------------------------
РАННИЙ ОРДОВИК
РАННИЙ-СРЕДНИЙ ОРДОВИК
500 км
СРЕДНИЙ ОРДОВИК
Пн- Модель обдукции на западе острова Ньюфаундленд [16].
100
ОБДУКЦИЯ
Возможные корневые зоны обдуци-
рованных офиолитов: являются ли силь-
но разобщенные, изолированные прояв-
ления офиолитов в некоторых ороген-
ных поясах представителями единого
слоя коры или они откалывались от
отдельных океанических бассейнов?
Время первоначальной обдукции в
связи с местом и временем магмати-
ческой генерации офиолитов: во многих
орогенных поясах промежуток времени
между образованием офиолитов и их
транспортировкой очень мал.
Механизм отщепления и сталкива-
ния офиолитового блока с места его
образования.
Вклад принудительного сталкива-
ния по сравнению с гравитационным
скольжением на поздних этапах эволю-
ции офиолитов в процессе обдукции.
Связи между региональным мета-
морфизмом на древней континенталь-
ной окраине и временем транспортиров-
ки офиолитов; предшествует ли обдук-
ция офиолитов региональному мета-
морфизму и главной фазе сжатия в оро-
генном поясе и действует ли офиолито-
вый блок как покров, способствующий
региональному метаморфизму?
Расположение и полярность зон
субдукции в орогенных поясах.
Офиолитовые комплексы типа Бей-оф-
Айлендс хорошо описываются геофизичес-
кими моделями коры главных океаничес-
ких бассейнов, и эти модели подтвержда-
ются современными сейсмическими иссле-
дованиями офиолитов на суше [12]. Одна-
ко в свете известных связей труднее реша-
ются проблемы внедрения древней, мощ-
ной, холодной коры океанических бассей-
нов, чем проблемы внедрения более моло-
дой, тонкой, горячей молодой коры крае-
вых океанических бассейнов. В пользу
образования офиолитов в окрестности кон-
тинентальной окраины или в небольших
океанических бассейнах говорят такие фак-
ты, как короткий период времени между
зарождением офиолитов и их перемещени-
ем, узкий интервал возрастов сохранивших-
ся во многих орогенах офиолитов, наличие
высокотемпературных динамотермальных
ореолов под обдуцированными офиолита-
ми и общие связи с породами, родственны-
ми вулканитам островных дуг. Сталкива-
ние офиолитового блока с его первоначаль-
ного места, вероятно, облегчалось в зоне
высокого геотермального градиента, ха-
рактеризующего, в частности, небольшие
океанические бассейны, и здесь срыв пере-
мещаемой пластины мог зарождаться вдоль
неглубокой термической границы, на кото-
рой резко изменяется жесткость пород [1].
Широкие дискуссии по многих орогенам
касаются и других факторов, в том числе
полярности долгоживущей зоны субдукции
в данном орогене, длительности региональ-
ного метаморфизма и истории офиолито-
вой транспортировки.
Дьюи [6] рассмотрел ряд проблем об-
дукции офиолитов и предложил множество
моделей, применимых в тех или иных си-
туациях. Эти модели учитывают эффекты
выклинивания в зонах субдукции, протя-
женное сжатие на континентальной окраине
атлантического типа, гравитационное сколь-
жение на тех же окраинах, преобразование
зоны спрединга в зону субдукции, наложе-
ние обеих зон, обдукцию из тыловой ост-
ровной дуги и обдукцию в процессе столк-
новения континентов.
Ни одна из этих моделей, вероятно, не
объясняет все процессы внедрения офиоли-
тов путем обдукции. Образование офиоли-
товых комплексов в каждой конкретной
зоне связано с общим геологическим строе-
нием этой зоны. Даже если полная картина
структурных связей установлена, как, на-
пример, для комплекса Бей-оф-Айлендс,
другие важные проблемы требуют даль-
нейшего изучения.
X. Уилльямз (И. Williams, Dept, of
Geology, Memorial University of
Newfoundland,, St. John’s, Newfound-
land, Canada A1C 5S7).
ЛИТЕРАТУРА
1. Armstrong R. L. and Dick H. J. B., 1974, A model
for the development of thin overthrust sheets of
crystalline rock, Geology 2, 35 40.
2. Casey J. F. and KiddW.S.F., 1981, A paral-
lochthonous group of sedimentary rocks uncon-
formably overlying the Bay of Islands ophiolite
ОБРАЗОВАНИЕ ПОЛОГОПАДАЮЩИХ НАДВИГОВ
101
complex, North Arm Mountain, Newfoundlands,
Canadian Jour. Earth Sci. 18, 1035-1050.
1 Coleman R.G., 1971, Plate tectonic emplacement
of upper mantle peridotites along continental
edges, Jour. Geophys. Research 76, 1212-1222.
4 Dallmeyer R.D. and Williams H., 1975, 40Ar/
19Ar ages for the Bay of Islands metamorphic
aureole: their bearing on the timing of Ordo-
vician ophiolite obduction, Canadian Jour.
Earth Sci. 12, 1685-1690.
5 Dean P. L., 1978, Volcanic stratigraphy and me-
lallogeny of Notre Dame Bay, Newfoundland,
Memorial University of Newfoundland, St.
John’s, Geol. Report 7, 205 p.
ft Dewey J. F., 1976, Ophiolite onduction, Tecto-
nophysics 31, 93-120.
Dunning G.R. and Krough T.E., 1985, Geochro-
nology of ophiolites of the Newfoundland Appa-
lachians, Canadian Jour. Earth Sci. 22, 1659—
1670.
H Jumieson R. A., 1896, P-T paths from high tem-
perature shear zones beneath ophiolites. Jour.
Metamorphic Geology, 4, 3-22.
Ч К arson J. and Dewey, 1978, Coastal complex,
western Newfoundland: An Early Ordovician
oceanic fracture zone, Geol. Soc. Am. Bull. 89,
1037-1049.
10 Kidd W.S.F., 1979, The Baie Verte Lineament,
Newfoundland: ophiolite complex floor and ma-
fic volume fill of a small Ordovician marginal
basin, in M. Talwani and W. C. Pitman III, eds.,
Island Arcs, Deep Sea Trenches and Back-Arc
Basins (Maurice Ewing Series 1). Washington,
DC.: American Geophysical Union, 407-
418.
11 Malpas J., 1979, The dynamothermal aureole of
the Bay of Islands ophiolite suite, Canadian
Jour. Earth Sci. 16, 2086-2101.
I Salisbury M.H. and Christensen N.I., 1978, The
seismic velocity structure of a traverse through
the Bay of Islands, Newfoundland ophiolite
complex, an exposure of oceanic crust and upper
mantle, Jour. Geophys. Research 83, 805-817.
II Stevens RK., 1970, Cambro-Ordovician flysch
•rdiment ’ion and tectonics in west Newfound-
land and their possible bearing on a proto-
Allantic Ocean, in J. Lajoie, ed., Flysch Sedi-
mentology in North America. Toronto, Ont.:
Geological Association of Canada (Special Pa-
lter No. 7), 165-177.
14 Ihumas W.A., 1977, Evolution of Appalachian-
Ouachita salients and recesses from reentrants
•nd promontories in the continental margin.
Am Jour. Sci. 277, 1233-1278.
II Williams H., 1975, Structural succession, nomen-
clature, and interpretation of transported rocks
in western Newfoundland, Canadian Jour. Earth
Sci. 12, 1874-1894.
I ft Williams H., 1977, Ophiolitie melange and its
ignificance in the Fleur de Lys Supergroup,
mu them Appalachians, Canadian Jour. Earth
Sci. 14, 987-1003.
Williams H., (compiler) 1978, Tectonic-lithofa-
cies map of the Appalachian Orogen, Map No.
I Dept, of St John’s, Newfoundland: Geology,
Memorial University of Newfoundland. Scale
1 1 000 000
18. Williams H. and Smyth W. R, 1973, Metamorphic
aureoles beneath ophiolite suites and Alpine
peridotites: tectonic implications with west New-
foundland examples, Am. Jour. Sci. 273, 594-
621.
ОБРАЗОВАНИЕ
ПОЛОГОПАДАЮЩИХ НАДВИГОВ
Пологопадающие надвиги разломы, в
которых один из блоков пород смешается
по другому вдоль горизонтальной или сла-
бо наклоненной поверхности. Висячее кры-
ло (блок над плоскостью разлома) является
активным элементом в этом процессе. Если
же активным элементом оказывается лежа-
чее крыло (блок под плоскостью разлома),
то процесс надвигообразования называется
поддвиганием (см. ниже). Величина смеще-
ния по этим разломам часто достигает
десятков миль. Подобные разломы и по-
крывающие их надвиговые пластины-наи-
более яркая черта структур во многих гор-
ных районах с интенсивной складчатостью.
Исходя из движения в латеральном направ-
лении, считают, что пологопадающие на-
двиги образуются под действием силы тя-
жести (см. Тектоника гравитационного
скольжения) и (или) субгоризонтальных
внешних тектонических сил, приложенных к
тыловой части надвиговой пластины.
Характеристика расслоенных комплек-
сов пород. В большинстве случаев полого-
падающие надвиги включают разрезы рас-
слоенных пород в слабо метаморфизован-
ных внешних частях горных районов. Очень
редко встречаются массивы кристалличес-
ких пород, переместившихся по этим на-
двигам на большие расстояния. Частое по-
явление пологих надвигов в слоистых тол-
щах фактически связано с потерей проч-
ности вдоль плоскостей напластования в
стратифицированной толще и с наличием
повсеместных, тектонически ослабленных
стратиграфических толщ Зоны скольжения
пластов при пологом надвигообразовании
часто возникают в слоях глинистого слан-
ца, ангидрита, гипса, каменной соли и бен-
тонита, вследствие их высокой пластичнос-
ти и низкого фрикционного сопротивления.
102
ОБРАЗОВАНИЕ ПОЛОГОПАДАЮЩИХ НАДВИГОВ
Рис. 1. Развитие надвиговой плиты гор Пайн, а-состояние до образования разлома «чунктир
проходит по будущему разлому); б-состояние после образования разлома (показано формирование
антиклинали Пауэлл как результат повторения слоев [5]).
Пологопадающие надвиги с большими
смещениями обычно начинают зарождать-
ся до заметного складкообразования. На
рис. 1,а,б показана последовательность
развития пологопадающего надвига в стра-
тифицированных породах [1].
Траектория распространения зародив-
шегося разлома в слоистой, вертикально
анизотропной среде показана на рис. 1,а.
Разрыв продвигается внутри тектонически
ослабленных слоев, проходя почти парал-
лельно плоскости слоистости, и затем по-
ворачивает вверх, расселяя более прочные и
менее пластичные толщи под углом 20-40 .
В разрезе этот разлом выглядит как ступен-
чатая поверхность. Ступени образуются че-
редованием слоев и сдвинутых сегментов
разлома. При перемещении сегментов по-
роды в висячем крыле разлома изгибаются,
образуя антиклинали (рис. 1,6) (см. Склад-
ки и складкообразование).
Классическими зонами описанного типа
деформаций являются горы Юра [8], Ап-
палачи [3] и пояс возмущений вдоль фрон-
та Скалистых гор на западе Канады [2].
Роль срыва. Пологопадающие надвиги
обычно развиваются как плоскости срыва
(см Процесс срыва), позволяющие массе
вышележащих пород скользить или отры-
ваться от пород, лежащих ниже надвига
Срыв надвиговой пластины по подстилаю-
щей ее плоскости-основная черта тектони-
ческого стиля складчатых областей (см.
Тектоника юрского типа).
Связь с концентрическим ск аадкиобразо-
ванием. В провинциях Долин и Хребтов и
Аппалачского плато (рис. 1,е, 3 и 41 и поясе
возмущений канадских Скалистых гор (рис.
5) все осадочные толщи, смятые в складки
деформацией юрского типа (рис. 2), vipa-
ничены снизу по логопадающими надвига-
ми с умеренными и большими смещения-
ми. Теория и данные бурения показывают,
что под самой нижней поверхностью над-
вигового срыва, или подошвой надвига, не
происходит существенной деформации.
Складки с ныряющим шарниром юрского
и аппалачского типов наблюдаются лишь
до глубоких поверхностей срыва Спладко-
образование над этими поверхностями ха-
рактеризуется концентрическим строением
или сопровождается межслойным скольже-
нием [1] с укорочением складок в результа-
те внешнего вращения плоскостей слоис-
Рис. 2. Поперечный разрез гор Юра по линии Лон-ле-Сонье. Заметим, что фундамент (косая линия)
не деформируется, когда большинство слоев над ним образуют складки. Срыв (зона срыва) разделяет
формированные и недеформированные породы [10].
104
ОБРАЗОВАНИЕ ПОДОГОПАДАЮЩИХ НАДВИГОВ
Плато Долина и хребет ВЮВ
тоста и скольжения по ним. Геометричес- ।
кая картина складок, образующихся при
сжатии пород над плоскостью срыва, имеет
отличительные черты: антиклинали сравни
тельно узки и образуют пики, а синклинали 1
широкие и имеют плоские замки (рис. 3)
Антиклинали, являющиеся динамическим!
элементом деформационного процесса, отра-
жают утолщение при надвигообразовании
Синклинали структурно низки, так как под
ними надвиги находятся в зонах межслой-
ного скольжения; стратиграфическое утол-
щение не связано с межслойным движением
в зоне разлома.
Де Ситтер [1] указывал, что надвиги в
складчатость-неотъемлемые части едино-
го процесса видимого сокращения коры
Прайс [9] и Гуинн [4] выделили два наи-
более важных типа пологих надвигов ска-
лывания: 1) надвиг со ступенчатой поверх-
ностью сместителя (рис. 1,6, в, 3, 4 и 5),
которая начинается в слоях на одном крыле
антиклинали, затем изгибается вверх, сре-
зая часть толщи под поверхностью анти-
клинали, и входит в слои на другом крыле
антиклинали; 2) модификация, в которой от
главного разлома скалывания ответвляется
другой разлом, переходящий вверх в ядро
меньшей антиклинали в виде «слепого»
разлома, диссипирующего в послойно сколь-
зящих пластах (рис. 2 и 3). В разломе
любого из этих типов нижний край сдвину-
того сегмента является осью кривизны рас-
положенной выше антиклинали.
В этих надвигах в дальнейшем может
возникнуть собственная складчатость. По-
явление деформирующих напряжений спо-
собно возобновить перемещение в зоне по-
слойного скольжения ниже антиклинали и
поднятого сегмента, приводя в результате к
уплотнению пород и складкообразованию с
новым висячим крылом, охватывающим
старый разлом. По-видимому, такой про-
цесс повлиял на образование свода Нитта-
ни в пенсильванских Аппалачах (рис. 4).
Рис. 3. Предполагаемый поперечный разрез Ап-
палачей на юге Пенсильвании. Антиклинали ве-
сьма узкие и имеют резкие пики, а синклинали
широкие и плавные [4].
ОБРАЗОВАНИЕ ПОПОГОПАДАЮШИХ НАДВИГОВ
105
I’m 4 Геологический разрез антиклинория Ниттани на юго-востоке Пенсильвании, показывающий
(Ори ювание антиклинали при переходе пологопадающего надвига из одной пачки слоев в лежащую
выше [4]
Сент-Мэри-Ривер ,6ирпо
Де мн
4
6 миль
Белли-Ривер
АльБерта
" Блэрыор...
Ранйл и моложе
Банф
Китеней.ц Ферни
5 I сологический разрез северной части Скалистых гор в Альберте, Британская Колумбия,
»<t 1Ы1ШЮЩИЙ надвиги с убывающими падениями вниз до «подошвы» [7]. Б-Банф; Р-Рандл и
Ф Ферни; К-Кутеней, Бл-Блэрмор; Л-Альберта; БР-Белли-Ривер.
106
обрамленные гнейсовые купола
Сила тяжести и давление коровых флюи-
дов при надвигообразованин. Многие гипо-
тезы, предложенные для объяснения круп-
номасштабных перемещений в пологопада -
ющих надвигах, вызывали сомнения, так
как прочность пород в надвиговых покро-
вах явно выше деформирующих сил, не-
обходимых для движения надвиговой плас-
тины по сухой поверхности. Хабберт м
Руби [6] указали на новый подход к раз-
решению этого парадокса (надвинутые
пластины существуют, но теория, объясня-
ющая их движения, отсутствует). Они счи-
тали, что высокое давление флюидов в
глубинных породах создает силу плавучес-
ти, противодействующую, по крайней мере
частично, нормальному напряжению, со-
здаваемому вышележащей толщей пород
на плоскости разлома. В результате эффек-
та плавучести надвиговая пластина прихо-
дит в движение. В последние годы многие
специалисты по структурной геологии
пришли к выводу, что сила тяжести надви-
говой пластины при ее движении по очень
слабо наклоненной поверхности совершае'г
слишком большую работу. Это требует
уменьшения силы, действующей в основа-
нии пластины. Поэтому движение таких
блоков следует во многом уподобить прос-
тому перераспределению масс, при кото-
ром центр тяжести пластины опускается до
ее подошвы.
Поддвиг и надвиг. Кинематическая кар-
тина надвигания, при котором висячий
блок является активным элементом, иден-
тична движению при поддвиге, активный
элемент которого - лежачее крыло. Теоре-
тические и экспериментальные данные по
прочности пород в целом показывают, что
поддвиг имеет ограниченное значение и
встречается редко. Сила, необходимая для
тяги или толчка пород на значительное
расстояние под перекрывающую их толщу,
почти без сомнения, превышает прочность.
С механической точки зрения, гораздо про-
ще реализуется надвигание, которому спо-
собствует сила тяжести.
В.Э. Гуинн (У.Е. Gwinn).
ЛИТЕРАТУРА
1. de Sitter L.V., 1956, Structural Geology. New
York: McGraw-Hill, 552 p.
2. Douglas R. J. W., 1950, Callum Creek, Langford
Creek, and Gap Map-areas, Alberta, Canada
Geol. Survey Mem. 255, 124.
3. Gwinn V.E., 1964, Thin-skinned tectonics in the
Plateau and north western-most Valley and
Ridge Provinces of the Central Appalachian»,
Geol. Soc. America Bull. 75, 863 900.
4. Gwinn V.E., 1970, Kinematic patterns and esti-
mates of lateral shortening, Valley and Ridge
and Great Valley provinces, central Appala
chians, south-central Pennsylvania, in G. W. Fi-
sher. F. J. Pettijohn, J. C. Reed, Jr. and K. N. Wea
ver, eds., Studies of Appalachian Geology.
Central and Southern. New York: Interscience,,
127-146.
5. Harris L.D., 1970, Details of thin-skinned tecto-
nics in parts of Valley and Ridge and Cum-
berland Plateau prvinces of the southern Appa
lachians, in G.W. Fisher, F.J. Pettijohn, J.C. Reed.
Jr., and K. N. Weaver, eds., Studies of Appa-
lachian Geology: Central and Southern. New
York: Intersicence, 161-173.
6. Hubbert M. K. and Rubey ИС Ж, 1959, Role of
fluid pressure in mechanics of overthrust fault-
ing. Part I: Mechanics of fluid-filled porou»
solids and its application to overthrust faulting,,
Geol. Soc. America Bull. 70, 115 166.
7. King P.B., 1977, The Evolution of North Amc
rica (revised ed.). Princeton: Princeton Univer
sity Press, 197 p.
8. Laubscher HP., 1961, Die Femschubhypotheso
der Jurafaltung, Eclogae Geol. Helvetiae 54.
221-282.
9. Price R.A., 1964, Flexural-slip folds in th-
Rocky Mountains, southern Alberta and British
Columbia: seminars in Tectonics-IV, Dept
Geol. Queens University, Kingston, Ontario
6-21.
10. Rutten M.G., 1969, The Geology of Wester»
Europe. Amsterdam: Elsevier, 520 p.
ОБРАЗУЮЩАЯ -см. СКЛАДКИ
И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
ОБРАМЛЕННЫЕ
ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
Термин обрамленные гнейсовые купол
или погребенные, впервые использоы
проф. Эскола [24] при анализе куполов i
востоке Финляндии, хотя и ранее структ
ры подобного типа описывали другие и
следователи (например, Хичкок [29], Тру
тедт [62]), а Вегманн [64] ввел аналоги
ный термин-«обрамленный», или «пог;1
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
107
нный, диапир». Брун [10] написал обзор
пн происхождению гнейсовых куполов.
I нейсовые купола характерны для внут-
1«'11них зон мировых орогенических поясов,
tpyi ие хорошо известные примеры включа-
и*| ик называемые Оливерские купола an-
no 'шчской орогении в Новой Англии, США
I I 12, 13, 59] (см. рис. 1 и 2), купола
1'им-Джангл и Уотерхаус в геосинклинали
II «Ии-Крик, северная Австралия [44, 53,
М |. Албион-Рейндж, штат Айдахо [2], вы-
рп ш тельные грибовидные структуры, обна-
•1 иные во фьордах каледонид восточной
I |и нландии [28], кульминации в метамор-
фическом комплексе Шусуоп в канадских
кордильерах [42, 43]. Структуры архей-
них гранит-зеленокаменных областей во
• инн их отношениях напоминают крупно-
un штабные погребенные гнейсовые купо-
11 и, возможно, имеют сходные механизмы
пГ'раювания [23, 33]. Ядра метаморфичес-
ких комплексов (см. Кордильерские мета-
•рфические комплексы) также очень похо-
жи нп гнейсовые купола.
< )бшая характеристика. Погребенные
I ti< Псовые купола состоят из метаморфизо-
I итого ядра и обрамляющего его покрова
м nt оболочки метаосад очных и метавул-
«ппических пород. Ядро обычно имеет
хруглую, овальную или лопастевидную
^•рму и состоит преимущественно из гра-
видных пород. Если в центральной час-
1И । ранитоидного ядра можно встретить
•< .»ивные гнейсовые и (или) мигматитовые
иприты, то на его периферии породы неиз-
МРиио в той или иной степени расслоены.
Ч ipo может содержать метаморфические
•рч im осадочного или магматического
прош. хождения, такие, как мафический или
ни оный кристаллический сланец и амфи-
1111, а также слабо или совсем не дефор-
iipoiMHHbie, кососрезанные гранитоидные
.... швные породы, характерные вместе с
пип оидными гнейсами для глубоко эро-
иронлнного комплекса пород фундамента.
< м'юлочка купола обычно сложена тол-
П1МИ. включающими породы типа кварци-
• шип ломерата, мрамора, амфиболита и
«• • пн-лита. Стратиграфический разрез
"•почки в пределах провинции данного
и. шиного купола в основном однороден,
n iiNeiCB с переходом к другой провин-
ции. Контакт пород ядра с облекающими
слоями представляет собой горизонт, вы-
держанный на обширной площади. Как по-
казали полевые исследования и радиомет-
рические датировки [34, 35, 65], почти во
всех случаях этот контакт несогласный. Ра-
нее интерпретация подобных наблюдений
была весьма запутанной, а противоречи-
вость полевых данных по некоторым купо-
лам и отсутствие радиометрических опре-
делений порождали острую дискуссию по
происхождению куполов.
Объемная плотность пород в оболочке
купола, как правило, превышает плотность
гнейсового ядра на 0,1-0,5 г/см3. Скачок
плотности обусловлен тем, что покров ку-
пола обогащен мафическими и (или) глино-
земистыми породами, включая ассоциации
амфиболитовой фации метаморфизма, сфор-
мировавшиеся непосредственно до и после
начала куполообразования.
Расслоенность (слоистость) по составу в
толще оболочки обычно конформна с кон-
тактом между нею и ядром, так же обстоит
дело в краевой гнейсовой зоне ядра и с
листоватостью от гнейсовой до сланцевой
в породах оболочки. Листоватость и рас-
слоенность пород оболочки и контакт яд-
ро - оболочка падают радиально от купола,
хотя в некоторых сильно поднятых купо-
лах, срезанных эрозией до достаточно глу-
бокого уровня, встречаются слои с крутым
падением внутрь. Таким образом, геомет-
рические формы куполов разнообразны: от
выгнутых вверх структур (например, купол
Алстед, рис. 1 и 2, разрез СС) до форм
типа перевернутого конуса (например,
гнейсы Монсон, рис. 1 и 2, разрез FF', см.
также [47]). Близко расположенные купола
большого размаха обычно разделены силь-
но сжатыми, глубокими синклиналями, за-
полненными материалом из оболочки ку-
пола. Даже изолированные купола почти
всегда окружены депрессией, называемой
кольцевой синклиналью. Купола сложных
лопастевидных и грибообразных форм,
наблюдаемые в некоторых местах, в про-
цессе образования сталкивались, деформи-
руя друг, друга.
Механизмы образования. Происхожде-
ние обрамленных гнейсовых куполов с дав-
них времен вызывает большие споры. Ос-
108
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
новные темы дискуссий включают образо-
вание пород ядра, природу контакта между
толщами ядра и оболочки, механизм обра
зования формы купола. Были предложены
четыре различные гипотезы.
Магматические интрузии. Границу меж
ду покровом купола и ядром в ряде случае!
первоначально связывали с внедрением из
верженных пород (например, купола: Оли
верские [2, 13], Рам-Джангл [54], Анколе i
Уганде [14], Куопио в Финляндии [32])
Предполагалось, что купол приобретает ха
рактерную для него форму либо в процесс,
внедрения (например, Чапмен [13]), либ<
при складкообразовании после крупномас-
штабной инъекции (например, Хадли [27])
В этих работах контакт ядро-купол счи
тался поверхностью несогласия, а радио
метрическая датировка подтвердила древ
ность фундамента (см. геохронологию Оли
верских куполов по Нейлору [34], Рам
Джангл по Николсону [35], Куопио по
Уэдериллу и др. [65]).
Некоторые гранитоидные плутоны об
ладают внешним сходством с обрамленны
ми гнейсовыми куполами, но их магмати
ческое происхождение не вызывает сомн<
ний. Локальная полосчатость изверженны
пород и специфические формы деформирг
ванных ксенолитов служат характерны
признаком деформационной картины, со:
давшейся в процессе внедрения этих плуте
нов. Рамзи (см. Кауард [16]), интерпретг
руя природу батолита Чиндамора в Зим
бабве, пришел к выводу о разбухании плу
тона в процессе ряда последовательны!
магматических импульсов, при каждом и
которых ранее консолидированный мате
риал подвергался растяжению (так назг
ваемая «баловная» тектоника). С тех х
позиций рассматривается плутон Ардар
Северная Ирландия (см. статью Холдера
кн. Кауарда [16]).
Складкообразование между фундаме
том и чехлом. При наложении двух пер
секающихся систем складок могут образ
ваться куполообразные кульминации в тех
Рис. 1. Геологическая карта Оливерских обрач
ленных (погребенных) гнейсовых куполов, цен
ральная часть антиклинория Бронсон-Хилл, Hi
вая Англия [59].
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
109
1*н» 2 Поперечный разрез некоторых гнейсовых куполов Оливерского пояса (см. рис. 1) [53].
lo'iKiix, где пересекаются антиклинали.
Именно такой механизм образования пред-
ки пися для куполов Рам-Джангл и Уотер-
иу» (Уилльямз, см. Хоббс и др. [30], Родес
|Н|), но в дальнейшем он был отвергнут
р 11 Рамзи [41] допускал аналогичный ме-
• UIIIIM образования куполов Уганды и Ру-
•и п.| и указывал на возможность такой
• рук гуры, которая возникает в процессе
шей деформации, охватывающей все
•ыи|швления в плоскости контакта. Проис-
«'<« >ение купола Маскома (из Оливерской
i руины) Нейлор [34] также приписал
* i.i нсообразованию.
I нейсовые купола округлой или эллип-
(ичп кой формы, окруженные метаосадка-
ми it Дамаранском поясе Намибии долго
nt in пись погребенными куполами. Одна-
Кпуард [16] пересмотрел эти выводы и
шт.| шл. что данные структуры представля-
•-I к «бой большие уплощенные опрокину-
тые складки, шарниры которых коаксиаль-
ны и параллельны региональному направ-
лению растяжения и предпочтительной вы-
тянутости минералов. Согласно Кауарду,
большие складки облекания с длинами
волн в несколько километров образовались
в пределах большой зоны сдвига.
Реактивизация плутонов фундамента в
процессе гранитизации. Эскола [24] доказы-
вает наличие несогласия в основании купо-
лов Финляндии, исходя из наличия в об-
рамляющей толще базальных конгломера-
тов, которые содержат обломки пород яд-
ра. Он предположил, что ядра куполов
представляют собой гранитные плутоны,
внедрившиеся в фундамент, а в дальней-
шем обнажившиеся в результате эрозии и
затем перекрытия породами чехла (рис. 3).
При последующей орогении в древние плу-
тоны внедрилась новая порция гранитной
магмы, вызвав вздутие и образовав обо-
110
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
Рис. 3. Схематическое представление об образовании погребенного гнейсового купола при ремоби-
лизации плутона под осадочным слоем [24].
дочку купола. Подобная гранитизация счи-
тается причиной согласной гнейсовой рас-
слоенности в ядрах куполов и ею же объяс-
няется локальное пересечение толщи покро-
ва гранитоидными дайками, исходящими
из ядер. Такие дайки считали ранее доказа-
тельством интрузивной природы куполов.
Диапиризм \ При достаточно высокой
степени метаморфизма и подходящей ин-
версии плотности гранитоидные породы
фундамента из-за своей плавучести подни-
маются в гравитационном поле Земли в
вышележащий покров. Этот механизм по
аналогии с образованием соляных куполов
и предложили Вегманн [64] и Томпсон
(согласно ссылке в работе [59]). Процесс
1 Согласно большинству геологических сло-
варей, диапир-синоним термина проткнутая
складка. Однако диапирами называют также со-
гласные структуры, образовавшиеся при подъеме
материала с низкой плотностью в пластичную
вмещающую массу высокой плотности. Именно
в этом смысле, следуя, например, Швердтнеру и
др. [50], мы используем здесь этот термин.
внедрения сопровождается частичным плав-
лением и мигматизацией, но в основном
породы остаются в твердом состоянии (хо-
тя это неясно описано в статье Вегманнг
После указанных работ диапировая моде,
широко применялась для интерпреташ
данных по гнейсовым куполам. Проведе
ные с целью испытания этого мсханиз»
многочисленные расчеты и лаборатории
моделирование (см. ниже) показали е
правомерность при определенных значен
ях плотности и вязкости коры, участв;
щей
процессе куполообразования.
в
диапиризма характерны уникальный рис’
нок распределения деформаций и асимм.
рия вторичных структур, что позволяет о
личить диапировые купола и антиклиназ
от складок продольного изгиба.
Хотя и существуют определенные и
ключения, но большинство диапиров, ве]
ятно, образовались в соответствии с ме
низмом всплывания. Против их интруз:
ного происхождения и в пользу ядра, с.
женного более древними породами фуц
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
111
мента, свидетельствуют характер контак-
к>в и стратиграфические соотношения меж-
iy юлщами ядра и покрова купола, а также
шюлогические особенности и внутренняя
ируктура ядра. В куполах неизменно на-
блюдается скачок плотности и вместе с тем
пгоричные структуры, включающие второ-
( кпенные складки, а расслоенность, линей-
ное гь, которые служат признаком дефор-
маций при куполообразовании, согласуют-
i к с представлением о диапировом подъеме
м.периала ядра. Если и наблюдается нало-
жение систем складок, то они очень ограни-
чены регионально и относятся лишь к не-
посредственной окрестности куполов. Mo-
ir иь реактивизации плутонов фундамента,
предложенная Эсколой [24], применима к
о । дельным плутонам и не обязательно в
рнмках строгих ограничений: многие купо-
iu нс содержат значительной доли анатек-
। нческого гранита и включают скорее
комплексы изверженных и метаморфичес-
ких пород, чем строго плутонических обра-
юпаний. Однако Толбот [55] указывал,
но, хотя Эскола и наложил на свою кон-
цепцию тесные ограничения, он также был
ни ов применить этот термин к описанию
icx случаев, которые не укладывались стро-
|<1 в эти рамки или вызывали трудности
при интерпретации.
Из описания Эсколы [24] ясно, что он
• пя 1ывал образование купола с интрузией в
цк-пнем плутоне новой или анатектической
(ракитной магмы. Эскола писал о «менее
п нпной гранитной магме по сравнению со
редпей массой кристаллических пород» и
. । верждал также, что «само по себе куполо-
tK'p.i ювание, конечно, обусловлено, если не
жс1 да, то, как правило, вертикальным
тижением гранитных масс, связанным с
я my I ием при гранитизации и просачивании
(ракитной магмы». С другой стороны, он
при шивал возможность образования купо-
юн в процессе перемещения твердых пород,
к*к, например, в куполе Йоэнсу в Финлян-
(нп. 1де «пластическое смещение или сво-
юиос поднятие гранитных масс протекало
а (вердой породе без поступления нового
мнериала».
Предположение Эсколы [24] о куполах
(«а ремобилизованных плутонах фунда-
HI.I было основано на том, что «гнейсы
фундамента на месте современных куполов
содержали в себе что-то такое, что застави-
ли их прорываться вверх», например, древ-
ний сравнительно легкий плутон или зано-
во поступившую гранитную магму. Теперь
установлено, что спусковым механизмом
могли быть менее очевидные возмущения,
связанные, например, с рельефом поверх-
ности однородного слоя под фундаментом,
горизонтальными вариациями плотности
перекрывающих пород или локальными
температурными неоднородностями.
Гипотеза о происхождении куполов,
выдвинутая Эсколой [24], неявно указыва-
ет на то, что породы фундамента сущест-
венно древнее материала покрова, но это не
всегда соответствует действительности. Де-
тальное картирование и геохронологичес-
кие исследования Нейлора [34] показали,
что ядра Оливерских куполов образовались
из вулканических пород, от кислых до про-
межуточных по составу, согласно перекры-
тых основными вулканитами формации
Аммонусек (в обоих случаях вулканические
породы ордовикского возраста). Последние
в свою очередь перекрыты с пологим не-
согласием нижнесилурийскими кварцитами
Клу, верхнесилурийской формацией Фитч и
нижнедевонскими отложениями формации
Литлтон, все они были деформированы в
процессе образования Оливерских куполов
в среднем девоне (?). В этом примере разни-
ца в возрасте пород ядра и оболочки неве-
лика. Данный случай ясно показывает, что
контакт между ядром и оболочкой можно
описать как стратиграфически несогласный
либо механически как литологический раз-
дел, на котором происходит инверсия плот-
ности. Два указанных критерия в одних
случаях дают одинаковые границы раздела,
в других-разные [24].
Узкое определение обрамленных гней-
совых куполов, предложенное Эсколой
[24], по-видимому, заставило ряд исследо-
вателей отказаться от применения этого
термина к описанию куполов с ядрами из
парагнейсов, в отличие от плутонов фунда-
мента или куполов, при образовании кото-
рых не происходило гранитизации. На дру-
гую точку зрения встали, однако, Нейлор
[34] и Толбот [55], которые считали, что
надо принять во внимание сомнения Эско-
112
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
лы и пользоваться термином обрамленный
гнейсовый купол в широком смысле. Тогда
коренное различие между механизмами ку-
полообразования, по Эсколе. и циапиризма
в твердом состоянии, о котором мы гово-
рили выше, становится менее существен-
ным.
Необходимо подчеркнуть, что четыре
описанных здесь механизма образования
куполов не исключают друг друга. Два из
них или больше могут реализоваться одно-
временно, создавая один купол или группу.
В частности, Вегманн [64] впервые описал
одну из подобных комбинаций, особенно
характерных и связанных с ростом соляных
куполов и мобилизацией фундамента.
Это- диапировое поднятие куполов, свя-
занных с гребнями антиклиналей, образо-
вавшихся в результате горизонтального
сжатия. Подобный составной механизм
был предложен для образования куполов
Дьюар-Лейке в складчатом поясе Фокс
Баффиновой Земли [60], исходя из вторич-
ного складкообразс вания и расслоенности,
наложенных на вздутие. Гнейсовый купол
Фунгви в Зимбабве располагается на пере-
сечении двух первичных антиклиналей [55],
и предполагается, что с ними связано его
ппоисхождение.
Структурные соотношения. Хотя многие
обрамленные гнейсовые купола, как пока-
зывает анализ, имеют диапировое проис-
хождение, но их структура в той или иной
степени осложнена эффектами деформаци-
онных процессов, протекавших в орогени-
ческом поясе до и после образования купо-
лов. Следы ранней истории деформации
содержатся в краевой полосчатости пород
гнейсового ядра, параллельно-слоистом
покрове купола и в общих крупномасштаб-
ных структурах типа чешуйчатых тектони-
ческих покровов или надвигов с опрокину-
тыми складками в покровной толще. Оли-
верские купола в Новой Англии поднялись
из-за своей плавучести в толщи покрова,
который еще раньше подвергся деформа-
ции с образованием трех больших покро-
вов [59]. Купола Честер и Атенс в Вермон-
те [46] внедрились в вышележащие слои,
также деформированные ранее в результате
крупномасштабной опрокинутой складча-
тости, как об этом свидетельствует спи-
ральное расположение включений в :интск
тонических гранатовых порфиробластах
покровных пород. Для финских куполов
Куопио [11] 'гакже характерно расслоение
параллельное плоскости контакта и осевой
поверхности ранее образовавшихся опроки
нутых изоклинальных складок. Покровные
слои куполов Дьюар-Лейке перед внедрен и»
ем куполов были нарушены еще до мета
морфизации чешуйчатыми надвигами и за
тем смяты в складчатые синметаморфичес
кие породы непосред“веннл перед станов-
лением купола [60]. Поскольку все пеоечи
ленные структуры деформированы в >кру<
куполов, они должны отражать тектоничео
кие процессы, протекавшие до куполообра
зования.
В процессе развития купола породы ет •
ядра и оболочки расслаиваются и расслан-
цовываются и в большинстве случаев раз-
виваются вторичные системы складок, ори-
ентация и асимметрия которых отражают
механизм внедрения купола (рис. 4)
Складки во всплывших диапирах опрокину
ты, ниспадая каскадом подобно еловой
кроне; иначе говоря, их асимметрия согла
суется с предположением об относитель-
ном смещении ядра вверх и оболочки купо-
ла вниз, в отличие от поднятых вторичных
складок, характерных для крыльев анти-
клиналей, образовавшихся при продольном
изгибе (укорочении в
плоскости
напласто-
вания). Кроме того, диапировые гнейсовые
купола могут иметь вторичную расслоен-
ность с простиранием по касательной к
очертанию купола и падением наружу под
меньшим углом, чем у контакта купола.
Эта расслоенность, отклоняясь от парад
дельного расположения слоев и сохраняя
параллельность осевым поверхностям кас-
кадом падающих складок, описанных
здесь, является результатом объемной де-
формации в процессе куполообразования.
Внутри отдельных прослоек может разви-
ваться линейность удлиненных зерен мине-
ралов и газовых пузырьков с характерной
радиальной ориентировкой и noi ружением
по падению. Аналогично расположены
длинные оси деформированных галек в
конгломератах нижних слоев оболочки.
Тенденция всех этих элементов структуры
выстраиваться параллельно границе купола
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
113
Рм< 4 Сравнение разрезов цилиндрического диапира ха) и истинной цилиндрической ckj одки (б).
Ичк.1 шна общая картина вторичного складкообразования и расслоения: а-по Платту [36] на основе
модели WD-4 [22] (см. разд «Лабораторные мо 1ели»); б-численная модель Дитерича [21] для
мч инной складки при отношении вязкостей, равном 17,5, и среднем укорочении слоев 150%.
и первичному расслоению усиливается с
ростом амплитуды купола и интенсивности
формаций. Указанные структурные и де-
формационные особенности согласуются с
ре |ультатами лабораторных эксперимен-
|пв на моделях диапировой структуры, и
I о соответствие использовалось в качестве
ириюрия диапирового происхождения не-
koiopbix погребенных гнейсовых куполов
(гм например, [11, 36, 51, 53, 60]).
Перечислим главные различия внутрен-
нею строения между диапировой и истин-
ной (боковое сжатие) складчатостью
(рис. 4).
1. Диапир может иметь вторичные
• * шдки, ниспадающие каскадом, а анти-
»'|цн-1ль-лип1ь приподнятые вторичные
к ШДКИ.
2. Сводовая часть диапира (включая яд-
14 и оболочку) несет следы сильного гори-
««шального растяжения и вертикального
Ч1'1ощения, та же часть антиклинали харак-
теризуется горизонтальным сжатием в на-
правлении, перпендикулярном осевой плос-
гн |ц
3 Горизонтальное растяжение в своде
iiiniiHpa сменяется на глубине очень силь-
ным вертикальным растяжением в основ-
ной чисти kj пола. С ростом диапира пере-
«щшля зона между областями сжатия и
растяжения перемещается вниз, образуя на-
ложение горизонтальной ориентировки
структуры на более раннее вертикальное
расслоение. В истинных складках подобной
картины деформаций не наблюдается.
Другой отличительной чертой гнейсо-
вых куполов, дополняющей сильное гори-
зонтальное растяжение оболочки над купо-
лом, является, очевидно, очень резкое изме-
нение условий метаморфизма, сохраняю-
щееся в слоях покрова купола (например,
вокруг гранодиорита Кума. Новый Южный
Уэльс [26]). Эта особенность -подтверж-
дение циапиризма. разогретые породы
всплывают, вторгаясь в более холодный
покров.
Деформированные в процессе своего об-
разования гнейсовые купола обычно сохра-
няют отпечатки последующих деформаци-
онных процессов, включающих, как прави-
ло, горизонтальное сжатие и субгоризон-
тальный сдвиг. В результате купола приоб-
ретают эллипгическ) ю форму в плане. При
этом на структуру, сложившуюся в процес-
се куполообразования, могут накладывать-
ся прямые складки, как наблюдаемся в Оли-
верских куполах [59], или в других случаях
купола Сильно опрокидываются в направ-
лении горизонтального сдвига подобно ку-
полам Куопио [11]. Толбот [57] показал,
114
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
что наклон диапиров также может служить
их характерным признаком.
Геометрические свойства. Хотя гнейсо-
вые купола выделяют как отдельные струк-
туры, в большинстве случаев они составля-
ют группы, вытягиваясь в линейные пояса
или заполняя некоторую площадь. Оливер-
ская группа включает около 20 куполов,
образующих длинный пояс протяжен-
ностью 400 км от пролива Лонг-Айленд до
северо-восточной части Нью-Гэмпшира.
Купола в поясе расположены кулисообраз-
но, и поперек пояса мы видим от одного до
трех куполов. Карельские купола, включа-
ющие около 40 структур, занимают полосу
шириной 100 км и длиной 400 км. Они раз-
биты на кулисообразные группы по 4 -10
куполов в каждой из них, создающие карти-
ну, характеризуемую термином рой подня-
тий (cluster-ridge) [9].
Диаметр гнейсовых куполов в среднем
составляет 10-20 км, но встречаются ма-
лые размеры-до 2 км, и большие-до
50 км. Их эллиптическая в плане форма
считается следствием более поздней дефор-
мации первоначально округлого сечения [9,
59]. Разброс размеров куполов до неко-
торой степени можно объяснить этой де-
формацией, а также неодинаковой зре-
лостью (амплитудой) структур и глубиной
эрозии.
Между соседними куполами в недефор-
мированных областях выдерживается рас-
стояние от 15 до 25 км. Приблизительно
оно пропорционально размеру купола. Бо-
лее поздняя деформация могла изменить
характерные длины волн (например, [9]).
Труднее всего оценить вертикальную про-
тяженность куполов. Наиболее аккуратно
построенные поперечные разрезы показы-
вают, что зрелые высокоамплитудные гней-
совые купола тянутся по вертикали на
10 км и больше (например, см. [59] и
рис. 2).
Закономерности, касающиеся размеров
и пространственного расположения погре-
бенных гнейсовых куполов, определяются
геометрическими и механическими свойст-
вами стратифицированной массы пород, в
которой образуются эти структуры. Купо-
ла, происхождение которых связано с диа-
пировым поднятием пород в твердом сос-
тоянии, могут развиваться лишь при давле-
ниях и температурах, отвечающих амфибо-
литовой фации метаморфизма. При этих
условиях породы приобретают сравнитель-
но низкую эффективную вязкость, а объем-
ная плотность основных и пелитовых мате-
риалов покрова достаточно высока в ре-
зультате дегидратации и кристаллизации
минералов с высокой плотностью, таких,
как гранат и силлиманит или кианит, и
поэтому гравитация инициирует соответст-
вующий деформационный процесс. Такие
условия реализуются при температурах
500-700°С и давлениях 400 600 МПа (4-
6 кбар), что соответствует глубинам внутри
Земли, по крайней мере 15 км. Поднимаю-
щиеся из-за плавучести диапиры, попадая в
более холодные и, по-видимому, менее
плотные породы, затормаживаются и
охлаждаются. Именно таким переходом к
равновесию объясняется существование
современных высокоамплитудных диапи-
ров с крутопадающими контактами, кото-
рые в противоположном случае развива-
лись бы и дальше до полной стабильности,
когда породы ядра образовали бы одно-
родный горизонтальный слой над плотной
толщей (ранее существовавшего) покрова.
Этим же объясняется типичная амплитуда
наблюдаемых куполов, составляющая
5-10 км.
Пространственное размещение куполов,
возможно, определяется вариациями плот-
ности и толщины плавучего слоя или по-
крова. Плутоны фундамента, описанные)
Эсколой [24],- один из примеров такой не-
однородности. Томпсон и др. [59] предпо-
лагают, что под Оливерскими куполами
располагались более мощные толщи ордо-
викского вулканического материала, и не-
которые стратиграфические данные гово-
рят в пользу такого первичного рельефа
Однако, с другой стороны, если всплываю^
щие и покровные толщи однородны по
горизонтали, то расстановка куполов мо
жет быть обусловлена преобладающей дли-
ной волны, как это имеет место при истим
ном складкообразовании, когда длина вол
ны зависит от толщины, плотности и вя>-
кости коровых слоев. Этот эффект был
продемонстрирован в лабораторных экспе-
риментах [37], а Рамберг [38] и Флетчер
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ, КУПОЛА
115
[ 25] выполнили математический анализ
модели. При использовании соответствую-
щих значений механических характеристик
вычисленные параметры пространственного
расположения куполов согласуются с дан-
ными наблюдений. В реальной обстановке
иокальные неоднородности уменьшают до-
минирующую роль длины волны расслоен-
ной системы, и в результате этой конкурен-
ции проявляются разброс в размерах купо-
юв и неоднородность в размещении их в
пространстве.
1(оследовательность диапиризма. Про-
с । ранственная периодичность куполов под-
। нсрждается многократностью диапириз-
ма. Известно, что слои эвапоритовых отло-
жений образуют линейные гряды, которые
и дальнейшем развиваются в кульминации
(купола) и седловины (см., например, [37,
61]). Брун [9] предложил подобный меха-
ми 1м для объяснения роя поднятий, харак-
(срного для карельских куполов Финлян-
1ИИ.
Швердтнер и др. [49] описали два по-
рядка диапиризма в гранит-зеленокамен-
ш>й области архейской провинции Озера
Нсрхнего в Онтарио. В процессе ремобили-
ыции ранних пластовых батолитов в рас-
поенных и гнейсовых тоналит-гранодио-
pniax развивались гигантские диапиры 1-го
порядка, ответственные за глобальную
|руктуру верхних метавулканических-ме-
t посадочных толщ (зеленокаменные пояса).
*iи диапиры диаметром 100 км содержат
множества диапиров 2-го порядка диамет-
1>ом 15 20 км, имеющих форму куполов и
ниаающих согласно с метавулканически-
н оболочками. Швердтнер [48] описал
• модство между полидиапировой природой
Финских гнейсовых куполов и структур-
ными характеристиками отдельных купо-
юн цехштейновых эвапоритов в Централь-
ной Европе.
1олбот [55] выделил четыре порядка
здиниризма в погребенном гнейсовом ку-
поне Фунгви, Зимбабве. Купол Фунгви 1-го
порядка-типичный гнейсовый купол,
ЖПИЫНШИЙ от места пересечения двух pa-
м. . сложенных антиклиналей. Его ядро
ны<с| диаметр примерно 4 км. В пределах
Л» «иного купола находятся куполообраз-
кульминации 2, 3 и 4-го порядков с
характерными размерами 60, 8 и 1 м. Со-
гласно модели Толбота, маленькие купола
образовались в процессе крайне неустойчи-
вой тепловой конвекции, протекавшей в
твердой среде с перерывами на определен-
ных этапах до завершения полного цикла.
Тепло в направлении, параллельном гней-
совому расслоению, отводилось быстрее,
чем перпендикулярно ему. Крутопадающая
расслоенность в нижних пластах способст-
вует высокой теплопроводности, в то время
как горизонтальная расслоенность наверху
является тепловым барьером. В результате
в верхних горизонтах куполов низшего по-
рядка создается достаточно высокий гради-
ент температуры, и возобновляющееся кон-
вективное движение приводит к образова-
нию куполов высших порядков в сводовых
частях главной структуры.
Толбот [55] аналогично интерпретиро-
вал очень сложные грибовидные гнейс-миг-
матитовые комплексы восточной Гренлан-
дии [28], рассматривая их как продукт
тепловой конвекции. При этом он исходил
из того, что здесь отсутствует скачок плот-
ности с переходом от верхних горизонтов
покрова к его скрученным перевернутым
формам, которые действительно напомина-
ют конвективные ячейки.
Теоретически явление полидиапиризма
предсказал Рамберг [40]. В гравитационно
неустойчивой вязкой жидкости могут одно-
временно развиваться низкоамплитудные
диапиры двух порядков, если кроме перво-
начальной инверсии плотности перекрыва-
ющего и нижнего, всплывающего, слоев
имеется также инверсия плотности внутри
плавучего слоя.
Математические модели. Спонтанное
поднятие плавучих куполов в более плот-
ной вмещающей среде под действием гра-
витации теоретически исследовали многие
авторы. В этой связи солевой диапиризм
рассматривали Дейнз [19], Селит [52], Био
и Оде [6], а гнейсовое куполообразование
фундамента проанализировано в работах
Рамберга [38, 39] и Флетчера [25]. Все эти
авторы рассчитали модели, состоящие из
горизонтальной пачки слоев, имеющих за-
данные толщину, плотность и ньютонов-
скую вязкость. Одна из границ между слоя-
ми разделяет верхний более плотный мате-
118
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
Затем модель подвергается действию объ-
емных сил, имитирующих гравитацию, с
помощью вращения в большой центрифуге.
Такой метод лабораторного моделирова-
ния впервые реализовал Рамберг [37].
Многочисленные результаты по моделиро-
ванию гнейсовых куполов на лабораторных
установках получили также Диксон [22],
Толбот [57] и Швердтнер и др. [50].
Модели, построенные Диксоном [22],
позволяли следить за приращением и ре-
зультирующим эффектом деформаций
внутри всплывающих цилиндрических
структур. Конструкция каждой модели
(рис 6 и 7) включала подкрашенную сетку
из горизонтальных и вертикальных полос в
испытуемом материале, которая по двум
поперечным разрезам в недеформирован-
ной среде давала маркирующие ячейки раз-
мером 1 мм2. Подвергая материал дефор-
мации во вращающейся центрифуге и учи-
тывая цилиндрическую симметрию моде-
ли, можно по двум разрезам получить де-
формационную сетку, и для каждой ее ячей-
ки вычислить полученную деформацию.
В экспериментах Диксона [22] наблюда-
лись процессы, моделирующие четыре ста-
дии роста гнейсовых антиклиналей, две из
них иллюстрируются на рис. 6 и 7. В этих
моделях плавучий слой имеет большую
вязкость, чем уплотненный верхний слой, а
покров состоит из ослабленной нижней и
сравнительно прочной верхней части. Та-
ким образом, механические свойства дан-
ных моделей очень близки к параметрам
расчетов Флетчера [25]. В лабораторной
модели диапировая структура зарождалась
в виде цилиндрического поднятия, так как
ее источником служила неоднородность в
виде большой плавучей треугольной приз-
мы (утолщения) в основании структуры, но
это отклонение в толщине не оказывало
какого-либо заметного влияния на общую
картину деформаций [50].
На рис. 6,е и 7, в стрелки показывают
направление и относительную величину
максимального результирующего удлине-
ния каждого элемента (т. е. большие оси
эллипса деформаций). Эти рисунки имити-
руют карты сланцеватости, причем длины
стрелок отражают интенсивность деформа-
ций, происходящих в процессе куполообра-
зования. Изменение деформации каждого
элемента можно найти из сравнения дефор-
мационных сеток, которые первоначально
не отличались друг от друга (ср. рис. 6 и 7)
Используя эти данные, можно предсказать
картину наложенной сланцеватости и при-
чины вергентности вторичных складок в
первоначальной слоистости, а также рас-
слоение и сланцеватость, какие можно ожи-
дать в процессе всплывания диапиров.
Рис. 4, а построен в соответствии с карти-
ной деформаций в модели IVD-4 (см рис. 6).
Распределения деформаций в этих срав-
нительно простых моделях послужили кри-
терием при решении вопроса о происхож-
дении отдельных гнейсовых куполов: соз-
даны ли они механизмом плавучести или
другими причинами, например обычным
складкообразованием (ср. рис. 4, а
и б).
В аналогичных лабораторных испыта-
ниях были также получены несколько более
сложные дугообразные поднятия [51]. Дик-
сон и Саммерс [23] применили эту методи-
ку к изучению деформаций в проседающих
синклинальных прогибах, возникающих
между всплывающими куполами.
Метаморфические комплексы ядер. От
юго-запада Канады до северо-запада Мек-
сики, вдоль североамериканских Кордильер
тянется узкий пояс из более чем 25 изоли-
рованных метаморфических комплексов^
Большинство из них было обнаружено
лишь после 1970 г., и они с 1975 г. стали
предметом пристального внимания (см.,
например, обзоры [2, 18, 20]). Эти комплек-'
сы имеют некоторое сходство с классичес-
кими обрамленными гнейсовыми купола-1
Рис. 6. Экспериментальная модель с центрифугой (WD-4) для диапирового поднятия [22]: а и
б-поперечные разрезы моделей, показывающие искажение первоначальной вертикальной и горизон- 1
тальной слоистости; в полосы, иллюстрирующие деформационную сетку, стрелки указывают
ориентацию и относительную величину длинных осей эллипсоидов деформации, рассчитанных для
каждого элемента.

Рис. 7. То же, что на рис. 6-высокоамплитудная форма диапира, модель WD-2 [22].
СЙСОВЫЕ КУПОЛА
121
ми, и первоначально их действительно
in >ждествляли с куполами (например, ку-
пола Валхалла и Top-Один в метаморфи-
ческом комплексе Шусуоп [42, 43], купола
\лбион-Рейндж в штате Айдахо [1]).
Кордильерские метаморфические комп-
кксы ядер характеризуются [15] неодно-
1>< <ным массивом фундамента, сложенного
мсIаморфическими и плутоническими по-
ре нами, подвергнувшимися пологопадаю-
щсму гнейсовому и (или) милонитовому
расслоению. Типична регионально выдер-
* шная линейность минералов. Толща по-
крова, состоящая из слабо и совсем немета-
морфизованных отложений, сильно выкли-
нивается и рассекается многочисленными
ртломами, наложеннь-кл друг на друга.
Между массивами фундамента и покрова,
кик правиле, находится милонит-катаклас-
шческая зона срыва и (или) большого мета-
морфического градиента Армстрош [2]
•гределил природу этих метаморфических
комплексов следующими словами: они
представляют собой «обнажения пород, ра-
нее слагавших пластичную нижнюю кору,
которые несут следы неглубокого хрупкого
рп (рушения при растяжении».
Коуни [15] указывал на сходство и раз-
шчие между метаморфическими комплек-
1ими ядер и обрамленными гнейсовыми
куполами. К общим чертам относятся
, и льное растяжение в кровле, сходная ку-
но >ьная или сводообразн 1я форма и высо-
кни градиент метаморфизма Однако мета-
морфические комплексы ядер, в отличие от
куполов, обычно имеют более низкий рель-
ф, и вероятно, их геометрия обусловлена
просто мягким изгибом, захватившим уже
южившиеся образования. Еще одно важ-
ное отличие метаморфических комплексов
ядер состоит в том, что в них линейность
ошненных минеральных зерен имеет вы-
«•ржанную региональную ориентировку, в
io время как в гнейсовых куполах наблюда-
• 1ся характерный радиальный рисунок на-
правлений.
Метаморфические комплексы на юге
р||'‘сматриваемого пояса интерпретирова-
пк1. как ;..ассивы пород, слагавшие ранее
• |н дние коровые горизонты и поднявшиеся
к ыльнейшем в процессе регионального
I । яжения коры С этих позиций ядерные
комплексы представляю собой так назы-
ваемые коровые мегабудины [20], образу-
ющиеся при преобладающем горизонталь-
ном растяжении, а обрамленные гнейсовые
купола возникают в результате прорыва
аналогичных пород, которые выносятся на
верхние горизонты в виде всплывающих
диапиров, что необязательно сопровожда-
ется общим горизонтальным растяжением.
Противоположный по смыслу механизм
горизонтального сжатия коры был предло-
жен для объяснения происхождения некото-
рых ядерных комплексов на севере Кор-
дильер (см. Кордильерские метаморфичес-
кие комплексы). На основе этой модели [7,
8, 31] купола Френчмен-Кап и Тор-Один
(юго-восток Британской Колумбии) рас-
сматривались как поднятия эфебского фун-
дамента (возраста около 2,2 млрд, лет) с
несогласными покровными толщами (веро-
ятно, верхнепротерозойскими), которые
поднялись в результате утолщения коры
при разломообразовании с опрокидывани-
ем структур к востоку в средней юре-позд-
нем мелу. Структурные поднятия наследо-
вали свою куполообразную форму от ниже-
лежащих коровых выступов по мере про-
движения в восточном направлении к зоне
сдвига на последовательно все более глубо-
ких уровнях. Счит ают, что в Скалистых
горах и надвиге Траст-Белт на востоке
горизонтальное сжатие коровых оснований
куполов компенсирует укорочение супра-
крусталъного покрова. На конечной стадии
своего тектонического развития в эоцене
поднятия были тектонически обнажены
нормальными пологими разломами, кото-
рые переместили толщи покрова к востоку
и западу в зоны хрупкопластичных разры-
вов, соответственно в зону разломов реки
Колумбии и зону сдвига Оканоган-разрыв
Игл-Ривер. Это после шее событие могло
явиться результатом растяжения коры, как
описывает модель коровых метабудин,
упомянутая выше. Можно предположить и
другую возможность, а именно считать,
что покров перемещался с по щятий в про-
цессе гравитационного соскальзывания и
никакого растяжения коры не происходило.
В таком случае растяжение покрова над
куполами должно компенсироваться соот-
ветствующей величиной несогласного при-
122
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
легания толщи покрова у флангов купола,
однако до сих пор свидетельств подобного
прилегания обнаружено не было.
Гравитационная неустойчивость и диа-
пировое поднятие могли играть важную
роль на последних стадиях развития мета-
морфических ядер, когда коровое растяже-
ние (мегабудинаж) и коровое укорочение
(дублирование) приводили к образованию
локальных аномалий толщины в стратифи-
цированной коре. Если верхний покров
плотнее, чем утолщенный или утоненный
фундамент, или если фундамент менее
плотный, чем нижележащий слой, то облас-
ти утолщений фундамента - потенциальные
места поднятий под действием сил плаву-
чести. Таким образом, деформация и струк-
турные особенности диапировых куполов
могут отражать черты тектонических про-
цессов, происходивших ранее в метамор-
фических ядрах. Если размыв оболочек ку-
полов Френчмен-Кап и Top-Один обуслов-
лен гравитационным соскальзыванием, то
эти структуры являются результатом гра-
витационной неустойчивости, наложившей-
ся на процесс образования метаморфичес-
ких комплексов при укорочении коры.
Джон М. Диксон (John М. Dixon,
Dept, of Geological Sciences, Queen’s
University, Kingston, Canada K7L
3N6).
ЛИТЕРАТУРА
1. Armstrong R.L., 1968, Mantled gneiss domes in
the Albion Range, southern Idaho, Geol. Soc.
America Bull. 79, 1295-1314.
2. Armstrong R.L., 1982, Cordilleran metamorphic
core-complexes from Arizona to southern Ca-
nada, Ann. Rev. Earth Planetary Sci. 10,
129 154.
3. Berner H.. Ramberg H. and Stephansson O.,
1972, Diapirism in theory and experiment,
Tectonophysics 15, 197-218.
4. Billings M . P„ 1945, Mechanics ‘of igneous
intrusion in New Hampshire, Am. Jour. Sci.
243A, 40 68.
5. Biot M. A., 1966, Three-dimensional gravity
instability derived from two-dimensional solu-
tions, Geophysics 31, 153-166.
6. Biot M.A., and Ode H., 1965, Theory of gravity
instability with variable overburden and com-
paction, Geophysics 30, 213 -227.
7. Brown R.L., and Read P.B., 1983, Shuswao ter-
rane of British Columbia: A Mesozoic “core
complex”, Geology 11, 164-168.
8. Brown R. L., Journeay J. M., Lane L. S., Vlur
phy D. M. and Rees C. J., 1896, Obduclion, j
backfolding, and piggyback thrusting in th*
metamorphic hinterland of the southeast Ca-
nadian Cordillera, Jour. Struct. Geol. 8.
9. Brun J. P., 1980, The cluster-ridge pattern оЯ
mantled gneiss domes in eastern Finland
evidence for large-scale gravitational instability
of the Proterozoic crust, Earth and Planetar, .
Sci. Letters 47, 441-449.
10. Brun J P., 1983, L’origine des domes gnei -м
ques: Modelest tests. Bull. Soc. Geol. France, 21,
219-228.
11. Brun J. P., Gapais D and LeTheoff B., 1981, Th«
mantled gneiss domes of Kuopio (Finland)
interfering diapirs, Tectonophysics 74, 283-304
12. Chapman C.A., 1939, Geology of the Mascoma
Quadrangle, New Hampshire, Geol. Soc. Ame-
rica Bull. 50, 127-180.
13. Chapman C.A., 1942, Intrusive domes of th*
Claremont-Newport Area, New Hampshire.
Geol. Soc. America Bull. 53, 889 916.
14. Combe A. D., 1932, The geology of southwcd
Ankole, Uganda Geol. Survey Mem. 2.
15. Coney P. J., 1980, Cordilleran metamorphic cor»
copmlexes: An overview, in M. D. Crittenden, !
Jr., P. J. Coney, and G. H. Davis, eds., Cordillr-
ran Metamorphic Core Complexes, Geol. Six I
America Mem. 153, 7-31.
16. Coward M.P., 1981, Diapirism and gravitv
tectonics: report of a tectonic studies conference
held at Leeds University, 25 26 March 198tt
(includes abstracts), Jour. Struct. Geol. 3, 89 95 >
17. Crittenden M. Jr., 1977, Tectonic significance -4
metamorphic core complexes in the North Arne
rican Cordillera, Geology 6, 79 80.
18. Crittenden M.. Jr., Coney P.J. and Davis G. H.
eds., 1980, Cordilleran Metamorphic Cor* )
Complexes, Geol. Soc. America Mem. 15). |
490 p.
19. Danes Z. F., 1964, Mathematical formulation -4
salt-dome dynamics, Geophysics 29, 414-424. I
20. Davis G.H. and Coney P.J., 1979, Geologa-
development of the Cordilleran metamorphu
core complexes, Geology 7, 120-124.
21. Dietrich J.H., 1969, Origin of cleavage in folded
rocks, Am. Jour. Sci. 267, 155-165.
22. Dixon J. M., 1975, Finite strain and progressive
deformation in models of diapiric structured
Tectonophysics 28, 89 124.
23. Dixon J. M. and Sommers J. M., 1983, Pattern»
of total and incremental strain in subsiding)
troughs: Experimental centrifuge models J
inter-diapir synclines, Canadian Jour. Earth S<d
20, 1893-1861.
24. Eskola P.E., 1949, The problem of mantled
gneiss domes. Geol. Soc. London Quart. Join
104, 461-476.
25. Fletcher R. C., 1972, Application of a mathen^»
tical model to the emplacement of mantle®
gneiss domes, Am. Jour. Sci. 272, 197-216. (
26. Flood R. H. and Vernon R. H., 1978, The Coom*
granodiorite, Australia: an example of in sit®
crustal anatexis? Geology 6, 81-84.
27. Hadley J. B., 1942, Stratigraphy, structure, iid>
ОБРАМЛЕННЫЕ ГНЕЙСОВЫЕ КУПОЛА
123
petrology of the Mt. Cube area, New. Hamp-
shire, Geol. Soc. America Bull. 53, 113-176.
,'X Haller J., 1971, Geology of the East Greenland
Caledonides. London: John Wiley and Sons,
413 p.
"> Hitchcock С. H., 1877, The Geology of New
Hampshire, Part II - Stratigraphical Geology,
( oncord, N. H., 684 p.
ill Hobbs B.E., Means W. D. and W illiams P. F.,
1976, An Outline of Structural Geology. New
York: John Wiley and Sons, 571 p.
II Journeay J. M., 1986, Stratigraphy, internal
strain, and thermotectonic evolution of northern
Frenchman Cap Dome, an exhumed basement
duplex structure, Omineca Hinterland, S. E. Ca-
nadaian Cordillera, Ph. D. Dissertation, Queen’s
University.
Laitakari A., 1917, Om nagra kontakter fran
Pitkaranta ornrade (Abst.), Medd. Geol. Foren.
Helsingfors, ar 1916, p. xx.
4 MacGregor A.M., 1951, Some milestones in the
Pre-Cambrian of Southern Rhodesia, Geol. Soc.
South Africa Trans, and Proc. 54, xxvii-lxxi.
14 Naylor R.S., 1969, Age and origin of the Oli-
verian Domes, central-western New Hampshire,
Geol. Soc. America Bull. 80, 405-428.
Nicholson R., 1965, The structure and meta-
morphism of the mantling Karagwe-Ankolean
sediments of the Ntungamo gneiss dome and
their time-relation to the development of the
dome, Geol. Soc. London Quart. Jour. 121,
143-162.
16 Platt J. P., 1980, Archaean greenstone belts: a
structural test of tectonic hypotheses, Tectono-
physics 65, 127-150.
Romberg H., 1967, Gravity, Deformation and the
larth’s Crust. London: Academic Press, 214 p.
IH Ramberg H., 1968, Instability of layered systems
in the field of gravity, parts I and II, Physics
Farth and Planetary Interiors 1, 427-474.
W Ramberg H., 1972, Theoretical models of density
stratification and diapirism in the Earth, Jour.
Geophys. Research 77, 877- 889.
tn Ramberg H., 1973, Model studies of gravity-
controlled tectonics by the centrifuge technique,
in K. DeJong and R. Scholten, eds., Gravity and
fectonics. New York: Wiley-Interscience, 49 66.
41 Ramsay J. G., 1967, Folding and Fracturing of
Rocks. New York: McGraw-Hill, 568 p.
4' ReesorJ.E., 1965, Structural evolution and
plutonism in Valhalla gneiss complex, British
Columbia, Canada Geol. Survey Bull. 129,
128 p.
41 ReesorJ.E. and Moore J. M„ 1971, Petrology
and structure of Thor-Odin gneiss dome, Shus-
wap Metamorphic Complex, British Columbia,
< 'anada Geol. Surv. Bull. 195, 149 p.
11 Rhodes J. M., 1965, The geological relationships
<>f the Rum Jungle Complex, Australia Bur.
Mineral Resources, Geology and Geophysics,
Rep. 89.
41 Richards J. R., Berry H. and Rhodes J. M., 1966,
Isotopic and lead-alpha ages of some Australian
zircons, Geol. Soc. Australia Jour. 13, 69-96.
Rosenfeld J. L., 1968, Garnet rotations due to the
major Paleozoic deformations in southeast
Vermont, in E- an Zen et al., eds., Studies of
Appalachian Geology: Northern and Maritime.
New York: Wiley-Interscience, 185-202.
47. Schrijver K., 1975, Deformed root of a composite
diapir in granulite facies, Geotektonische For-
schungen 49, 1-118.
48. Schwerdtner W.M., 1982, Salt stocks as natural
analogues of Archaean gneiss diapirs, Geol.
Rundschau 71, 370-379.
49. Schwerdtner W. M., Stone D., Osadetz K.. Mor-
gan J. and Stott G. T, 1979, Granitoid complexes
and the Archean tectonic record in the southern
part of northwestern Ontario, Canadian Jour.
Earth Sci. 16, 1965-1977.
50. Schwerdtner W. M., Sutcliffe R. H. and Troeng B.,
1978, Patterns of total strain within the crestal
regions of immature diapirs, Canadian Jour.
Earth Sci. 15, 1437-1447.
51. Schwerdtner WM and Troeng B., 1978, Strain
distribution within arcuate diapiric ridges of
silicone putty, Tectonophysics 50, 13-28.
52. Selig F., 1965, A theoretical prediction of salt
dome patterns, Geophysics 30, 633-643.
53. Stephansson O. and Johnson K., 1976, Granite
diapirism in the Rum Jungle area, Northern
Australia, Precambrian Research 3, 159 185.
54. Sullivan C. J. and Matheson R.S., 1952, Ura-
nium-copper deposits. Rum Jungle, Australia,
Econ. Geology 147, 751-758.
55. Talbot C. J., 1971, Thermal convection below the
solidus in a mantled gneiss dome, Fungwi
Reserve, Rhodesia, Geol. Soc. London Jour. 127,
377 410.
56. Talbot C. J., 1974, Fold nappes as asymmetric
mantled gneiss domes and ensialic orogeny,
Tectonophysics 24, 259-276.
57. Talbot C. J., 1977, Inclined and assymetric
upwardmoving gravity structures, Tectonophy-
sics 42, 159 181.
58. Talbot C. J., 1979, Infrastructural migmatite
upwelling in East Greenland interpreted as ther-
mal convective structures, Precambrian Rese-
arch 8, 77-93.
59. Thompson J. B„ Jr., Robinson P.. Clifford TN.
and Trask N., 1968, Nappes and gneiss domes in
west-central New England, in E-an Zen et al.,
eds., Studies of Appalachian Geology: Northern
and Maritime. New York: Wiley-Interscience,
203-218.
60. Tippett C.R., 1980, A geological cross-section
through the southern margin of the Foxe Fold
Belt, Baffin Island, Arctic Canada, and its
relevance to the tectonic evolution of the
northeastern Churchill Province, Rh. D. disser-
tation, Queen’s University.
61. Trusheim F., 1960, Mechanism of salt migration
in northern Germany, Am. Assoc. Petroleum
Geologists Bull. 44, 1519-1541.
62. Trustedt O., 1907, Die Erzlagerstatten von
Pitkaranta am Ladoga-See, Finlande Comm.
Geol. Bull. 19, 1-333.
63. Watson J., 1967, Evidence of mobility in reacti-
vated basement complexes, Geol. Soc. London
Proc. 78, 211 235.
ОГИБАЮЩАЯ МОРА
64. Wegmann С.Е., 1930, Uber Diapirismus (beson-
ders im Grundgebirge), Finlande Comm. Geol.
Bull. 92, 58-76.
65. Wetherill G. W.. Kouvo O., Tilton G. R. and
Gast P. W, 1962, Age measurements on rocks
from the Finnish Precambrian, Jour. Geology
70, 74 88.
ОБРАТНЫЙ ЭЛЛИПС ДЕФОРМАЦИИ -
см. ДЕФОРМАЦИЯ
ОБРАЩЕНИЕ ПОЛЯРНОСТИ
ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
см. ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА,
ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
ОГИБАЮЩАЯ см. СКЛАДКИ
И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
ОГИБАЮЩАЯ МОРА
Огибающая Мора предназначена в ос-
новном для графического описания резуль-
татов серии экспериментов по неустойчи-
вости пород или грунтов при различных
условиях нагружения, например при трех-
осном сжатии, наложенном на всесторон-
нее давление.
Для данного эксперимента считаются
известными максимальное ct и минималь-
ное ст3 главные напряжения, при которых
наступает неустойчивость, и по ним строит-
ся крут Мора АВ (см. Диаграмма Мора).
Если немного изменить условия испытания
(например, всестороннее давление), то по-
лучим для них чуть смещенный круг Мора
А'В (рис. 1,а). Огибающая множества по-
добных кругов PQ, P'Q', если она существу-
ет, называется огибающей Мора для дан-
ного материала при конкретных условиях
нагружения. Практически реализуется
лишь часть этой огибающей. Поскольку
разность напряжений, необходимая для
достижения неустойчивости, обычно воз-
растает с давлением, можно ожидать, что
огибающая фактически остается незамкну-
той в направлении РР1 (растягивающее
напряжение считается здесь положитель-
ным). Для идеально пластичного материа-
ла огибающая Мора превращается в пару
прямых линий. Характер и особенности
огибающей в области, показанной точками
вблизи состояния R, не известны-это сос-
тояние соответствует гидростатическому
растяжению, при котором неустойчивость
никогда не достигается в экспериментах.
Для многих практических пелей огибаю-
щую Мора можно представить уравнения-
ми двух прямых (рис. 1,6) т=±(с-
— otg <р) Состояния, описываемые прямо-
линейными огибающими Мора, математи-
чески отражают теорию прочности Куло-
на-Навье и основные допущения механики
грунтов, при этом с-сцепление в породе.
<р-угол внутреннего трения. Другой изу-
ченной формой огибающей Мора является
парабола.
Можно было бы предположить, что
устойчивость пород данного типа при всех
задаваемых условиях нагружения описыва-
ется одной огибающей Мора. Однако экс-
периментальные данные показывают, что
огибающая Мора зависит также от метода
испытаний. Например, результаты трехос-
Рис. 1. Диаграмма Мора. Огибающая Мора линия PQRQP, касающаяся кругов Мора.
ОКЕАНИЧ^^п- я КОРА ГЕО'АГ°ИЯ ГЕО ИА НИТ НОГ: ПОЛЯ
125
tint о сжатия отличаются от данных типа
кручения, наложенного на гидростатичес-
кое щвление. Чтобы учесть эффект порово-
н> давления р, следует с заменить на эф-
фск1ивное напряжение о + р.
Гипотеза неустойчивости Мора предпо-
IIH ает, что потеря устойчивости наступает
mi гой плоскости, где нормальное с и
касательное т напряжения связаны уравне-
нием, описывающим огибающую Мора.
I ( 1И к образцу приложены напряжения, так
по CTj и с3 определяют круг Мора, то
неустойчивость не наступает, пока крут
Мора не касается огибающей, скажем, в
(очке D (рис. 1,а). Плоскость, вдоль кото-
рой теряется устойчивость, определяется
п а правлением касательной к кругу Мора в
ючке D. и нормаль к этой плоскости обра-
tyei угол 0 с направлением наибольшего
I t.i иного напряжения, причем 20 равно углу
1>( В. Тот факт, что огибающая Мора
обычно искривлена внутрь области, пока-
ыпной на рис. 1,а, означает, что 0 возрас-
те i с уменьшением среднего напряжения
(увеличением сжимающего напряжения), и
именно это наблюдается в экспериментах.
I сория также показывает, что круг Мора
определяется только величинами напряже-
ний ст1 и <т2, т. е. промежуточное главное
н.1пряжение не влияет на устойчивость.
Дж. К. Егер (J. С. Jaeger).
ЛИТЕРАТУРА
I Durelli A.J.. Phillips Е. A. and Tsao С. И., 1958,
Introduction to the Theoretical and Experimental
Analyses of Stress and Strain, New York:
McGraw-Hill.
Jaeger J. C., 1962, Elasticity Fracture and Flow,
2nd ed, London: Methuen.
( Vadai A., 1950, Theory of flow and fracture of
solids, 2nd ed., Vol. 2. New York: McGraw-Hill.
О ДНООСНОЕ СЖАТИЕ см. УПРУГОСТЬ
И ЖЕСТКОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
о (ПОРОДНАЯ ДЕФОРМАЦИЯ
м. ДЕФОРМАЦИЯ
О (ПОРОДНОЕ ТЕЧЕНИЕ
<м. ЖСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
ОКЕАН АТЛАНТИЧЕСКОГО ТИПА
см. ЦИКЛ УИЛСОНА
ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА,
ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО
ПОЛЯ
Наблюдаемую величину магнитного по-
ля Земли можно разбить на две составляю-
щие: напряженность главного магнитного
поля Земли, источник которого находится в
глубине, и аномального магнитного поля,
обязанного своим происхождением намаг-
ниченным участкам земной коры. Напря-
женность главного поля в любой точке
Земли можно рассчитать и, вычтя ее из
наблюдаемого значения, получить тем са-
мым величину напряженности аномального
магнитного поля. Этот и другие методы
удаления основной составляющей из ре-
зультатов геомагнитной съемки и рассмот-
рены в работе Булларда [3].
Распределение напряженности магнит-
ных аномалий на море дает принципиально
иную картину, чем на суше. Данные, полу-
ченные у западного побережья Северной
Америки, впервые обнаружили линейный
характер аномалий над океанической корой
(рис. 1). Дальнейшие исследования выяви-
ли линейность аномалий у восточного по-
бережья Северной Америки, над хребтом
Рейкьянес у юго-западных берегов Ислан-
дии (рис. 2), в обширных районах Тихого
океана (рис. 3), южной части Атлантичес-
кого океана и большей части Индийского
океана. Основные особенности и природа
этих и других аномалий рассмотрены в
работах [1, 2, 4, 5, 6, 8-11, 13].
Эти аномалии часто называют полосо-
выми, так как на картах они выглядят как
полосы положительных и отрицательных
значений. Аномалии имеют вид системы
параллельных полос, а в некоторых облас-
тях-нескольких таких систем, сопряжен-
ных друг с другом.
Объяснение линейности аномалий дала
теория спрединга морского дна. В соответ-
ствии с идеями Вайна и Маттьюза [14] в
осевой зоне срединно-океанического хребта
в процессе подъема на поверхность и осты-
вания вещества мантии формируются по-
лосы намагниченной коры, которые посте-
126
ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА, ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
Рис. 1. Карта положительных магнитных аномалий (черный цвет) у западного побережья Северной
Америки.
пенно удаляются в обе стороны от хребта.
Обращения магнитного поля Земли приво-
дят к чередованию полярности намагничен-
ных полос пород, которые и дают анома-
лии, наблюдаемые на море.
Геомагнитное поле сохраняет свою по-
лярность в среднем на протяжении около
0,5 млн. лет. При скоростях спрединга оке-
анического дна от 2 до 12 см/год средний
интервал геомагнитной полярности дает
полосу намагниченного вещества шириной
от 10 до 60 км. Ширине аномалии, наблю-
даемой на поверхности моря, зависит от
глубины, а также от географического поло-
жения и ориентировки полос намагничен-
ных пород, но она сравнима с шириной
полосы и почти соосна с ней.
Хотя средняя продолжительность ин-
тервалов неизменной полярности составля-
ет приблизительно 500000 лет, известны
интервалы длительностью менее 50 000 лет
и более 1 млн. лет. Некоторые серии инвер-
сий геомагнитного поля (среди многих дру-
гих) довольно легко идентифицируются по
ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
127
Рис 2. Результаты магнитной съемки в районе Срединно-Атлантического хребта юго-западнее
Ис ландии. Черным цветом показаны области положительных аномалий, крапом-районы распрост-
ранения четвертичного вулканизма в Исландии, жирными точками-эпицентры землетрясений [7].

ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА. ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
129
магнитным аномалиям независимо от ско-
ростей спрединга, ориентации полос или
магнитной широты. Магнитные аномалии
одной серии обычно нумеруют некоторым
произвольным образом. В большинстве
океанов идентифицированы аномалии с но-
мерами от 1 до 32. Номеру 32, как полага-
ют, соответствует время около 75 млн. лет
назад [7]. В некоторых океанах известны
аномалии возраста 162 млн. лет [13]. Более
1ревним аномалиям присвоены номера от
МО до М25. Серии М предшествует мело-
вая зона спокойного поля, а номеру М25-
юрская зона спокойного поля.
Ученые полагают, что все системы ли-
нейных аномалий так или иначе связаны со
спредингом морского дна. На северо-запа-
де Тихого и северо-востоке Индийского
океанов известны линейные аномалии, ко-
торые трудно связать с каким-либо извест-
ным срединно-океаническим хребтом. Вы-
сказывалось предположение, что они связа-
ны с уже не существующими осями спре-
щнга.
Известно несколько областей, где ано-
малии отсутствуют, хотя должны были бы
1ам существовать. В экваториальных ши-
ротах амплитуды должны быть меньше,
чем в более высоких широтах, так как
немагнитное поле там слабее. Однако на
одной и той же геомагнитной широте ам-
плитуды могут сильно изменяться. Не-
обычные амплитуды в низких широтах спо-
собствовали интенсификации исследований
в восточной части экваториальной зоны
Тихого океана. Анализ результатов, полу-
денных там несколько лет назад, привел к
открытию ветви срединно-океанического
хребта широтного простирания близ остро-
вов Галапагос.
На востоке экваториальной зоны и на
севере Тихого океана, в экваториальной
тоне Атлантического океана и на юге Тихо-
1 о океана близ Антарктиды, где напряжен-
ность геомагнитного поля максимальна,
имеются области, в которых аномалии от-
v гствуют. Общего объяснения этих фактов
не существует. В настоящее время особен-
ности распределения аномалий и их причи-
ны являются предметом активных геофизи-
ческих исследований на море.
Дж.Р. Хейрцлер (J.R. Heirtiler,
Dent, of Geology and Geophysics,
Wood’s Hole Oceanographic Institu-
tion, Wood’s Hole, Massachusetts
02543).
ЛИТЕРАТУРА
1. Blakely R. J. and Cande S. C., 1979, Marine mag-
netic anomalies, Rev. Geophys. 17, 204-214.
2. Blakely R. J., Klitgord К D and Mudie J D.,
1975, Analysis of marine magnetic data, Rev.
Geophys. 13, 182 -185.
3. Bullard E. C., 1967, The removal of trend from
magnetic surveys, Earth and Planetary Sci.
Letters, 2, 293-300.
4. Harrison C.G. A., 1983, Magnetic anomalies,
Rev Geonhys. 21, 634-643
5. Heirtzler J. R., 1970, Measurements of magnetic
anomalies at sea, in A. Maxwell, ed., The Sea,
vol. 4. New York John Wiley and Sons
6. Heirtzler J. R., 1981, Marine magnetic anomaly
studies during the 1970’s, in Paleoreconstruction
of the Continents, McElLmg and Valencic, eds.
Washington, D. C.: Amer Geophys. Unions,
pp. 5C 54.
7. Heirtzler J. R., Dickson G. O., "Herron E. M., Pit-
mann W. C. Ill and Le Pichon X., 1968 Manne
magnetic anomalies, geomagnetic field reversals
and motions of ihe ocean floor and continents,
Jour. Geophys. Research 73, 2119-2139.
8. HeirtzlerJ. R. and Vogt P.R., 1971, Marine
magnetic anomalies and their bearing on polar
wandering and continental drift, EOS 52, 220-
224.
9. Herron E.M. and Pitman W.C., 1975, Marine
magnetic anomalies as related to plate tectonics,
Rev. Geophys. 13, 180-182.
10. Johnson H P., 1979, Magnetization of the
oceanic crust, Rev. Geophys. 17, 215-226.
11. Larson R.L., 1975, M.nne magnetics, Re1,.
Geophys 13, 529-531.
12. Larson R.L., 1976, Late Jurassic and Early
Cretaceous evolution of the western central
Pacific Ocean, Jour. Geomagnetism and Geo-
electricity 28, 219-236.
13. Larson R. and Helsley C.E., 1975, Mesozoic
reversal sequence, Rev. Geophys. 13, 174—176.
14. Vine F. J. and Matthews D. H., 1963, Magnetic
ar.omancs over oceanic ridges, Nature 199,
747-749.
I’hc. 3. Магнитные аномалии над северо-восточным районом Тихого океана, где наблюдается изгиб
шомальных полос. Положительные аномалии затенены и прою мерезан!: по произвольной системе.
чп
130
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ЖЕЛОБА
ОКЕАНИЧЕСКИЕ БАССЕЙНЫ-
см. ТЕКТОНИКА ПЛИТ,
ВОЗРАЖЕНИЯ ПРОТИВ
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ЖЕЛОБА
Океанические желоба представляют со-
бой узкие протяженные депрессии океани-
ческого дна, как правило, связанные с оро-
геническими поясами, и являются самыми
глубоководными зонами Мирового океана.
Различают океанические желоба двух ти-
пов: связанные с островными дугами (на-
пример, Марианский и Японский) и приле-
гающие к континентам (например, Перу-
анско-Чилийский и Центральноамерикан-
ский). Более глубокими обычно являются
желоба островных дуг: глубины Мариан-
ского желоба превышают 11 000 м [3]. При
очень высоких темпах седиментации жело-
ба могут быть целиком заполнены осад-
ками. Такие желоба обнаружены у побе-
режья штатов Орегон и Вашингтон [2, 6] и
у южного побережья Чили [12].
Большинство желобов имеют дуго-
образную форму и вогнутой стороной об-
ращены к континенту или островной дуге.
В разрезе желоба имеют вид удивительно
правильных асимметричных впадин
(рис. 1) с относительно крутым прилегаю-
щим к суше склоном (наклон 10° и больше)
и с более пологим противоположным скло-
ном (средний наклон 5°). Внешнее сводовое
поднятие возвышается на 500 м над регио-
нальным уровнем прилегающего океани-
ческого дна и часто связано с внешним
краем желоба.
С позиций тектоники плит океанические
желоба являются конвергентными окра-
инами плит, где океаническая плита под-
двигается либо под другую океаническую
плиту (под островную дугу), либо под кон-
тинент. Скорость схождения плит колеб-
лется от почти нулевого значения до
10 см/год. При столкновении плит одна из
них, изгибаясь вниз, поддвигается под дру-
гую, что приводит к часто повторяющимся
сильным землетрясениям с очагами под
прилегающим к суше склоном желоба. Из-
гиб океанической плиты часто сопровожда-
ется образованием в верхней части океани-
ческой коры ступенчатых сбросов, а на
склоне желоба, обращенном к морю,-круп-
ных структур типа горстов и грабенов [8,
14]. Пологопадающие надвиги преоблада-
ют под склоном, прилегающим к суше, и
иногда протягиваются на несколько кило-
метров в сторону моря к оси желоба [17].
Зона Беньоффа, которая, как полагают,
служит продолжением главной поверхнос-
ти надвига, падает под небольшим углом
от оси желоба в сторону суши. Интенсив-
ность магнитных аномалий океанического
дна вблизи желоба обычно понижена, воз-
I--------ЖЕЛОБ---------1
Внешнее куполе- Океанский Ось Прилегал,_,и1
образное склон желоба к суше склон
поонятие желоба желоба
Рис. 1. Типичный разрез океанического желоба. Вертикальный масштаб увеличен в 5 раз.
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ЖЕЛОБА
131
можно из-за процессов образования разло-
мов и разрывов в изгибающейся вниз океа-
нической коре
Даже самые глубокие желоба редко
имеют точно V-образную форму: как пра-
вило, покрытое осадками узкое дно желоба
шириной от нескольких сот метров до не-
скольких километров плоское и тянется на
1ссятки или сотни километров [16]. Этот
клиновидный бассейн сложен гемипелаги-
ческими осадками и слоистыми отложения-
ми мутьевых потоков, образующихся за
счет размыва прилегающего континента
или островной дуги. Эти горизонтально-
слоистые отложения несогласно перекрыва-
ют падающие в сторону суши пелагические
и гемипелагические осадки океанической
плиты, а также в некоторых случаях турби-
щты абиссальной равнины (см. рис. 1).
Тип и объем осадков, выполняющих
осевую зону желоба, определяются соот-
ношением между скоростями поступления
осадков и схождения плит [15]. Осадочные
клинья осевых зон в желобах островных
дуг намного меньше, чем в желобах, при-
мыкающих к континентам, главным обра-
»ом благодаря ограниченной субаэральной
обнаженности пород дуги, являющихся ис-
t очником осадков. Желоба на континен-
1.1льных окраинах могут состоять из серии
с । руктурно изолированных небольших впа-
цин, разделенных порогами или одним
крупным непрерывным клином осадков
116]. В пределах этого желоба при наличии
слабого градиента вдоль его оси может
сформироваться глубоководное русло [18].
Оно служит каналом для осевых мутьевых
по гоков, которые создают такие осадочные
чруктуры в теле клина, как намывные
налы, и контролируют распределение лито-
фаций в желобе [10] В областях с очень
высокими темпами осадконакопления и
пи зкой скоростью конвергенции, например
и районе желоба Орегон-Вашингтон, мо-
iyi возникать обширные конусы выноса,
продвигающиеся в сторону океана поверх
осевого осадочного клина [6].
Проблема недеформированных осадков
желоба в зонах активной конвергенции под-
вергла серьезному испытанию тектонику
плит в ранний период ее апробации [12].
Однако более детальные исследования ме-
тодом отраженных волн с многоканальной
регистрацией [1, 17, 9] и результаты глубо-
ководного бурения [5, 7] показали, что в
узкой зоне, прилегающей к континенту и
начинающейся в основании склона желоба,
осадки смяты в складки и разбиты разры-
вами. Вне этой зоны складчатость, соглас-
но наблюдениям, отсутствует, так как
прочность осадков желоба здесь недоста-
точна для передачи горизонтальных напря-
жений, хотя они могут быть смещены в
вертикальном направлении движениями в
подстилающей базальтовой коре.
Иногда осадки океанической плиты и
осевой зоны желоба срываются и накапли-
ваются у края надвигающегося континента
или островной дуги. Этот процесс аккреции
сопровождается образованием чешуйчатых
надвиговых покровов, хаотических осадоч-
ных тел или сложных складок [5, 13]. Явле-
ния срыва в базальтовой коре погружаю-
щейся плиты могут привносить осадочно-
базальтовый меланж в состав прилегающе-
го к суше склона желоба [И]. Эта масса
аккумулированных неуплотненных осадков
создает большую отрицательную изоста-
тическую аномалию силы тяжести, ось ко-
торой несколько смещена к суше относи-
тельно оси желоба.
Л.Д.Кулъм (L.D. Kulm, School
of Oceanography, Oregon State
University, Corvallis, Oregon 97331);
У.Дж. Швеллер (W.J. Schweller,
Chevron Oil Field Research Com-
pany, P. O. Box 446 La Habra, Cali-
fornia 90631).
ЛИТЕРАТУРА
1. Beck R.H. and Lehner P., 1974, Ocean, new
frontier in exploration, Am. Assoc. Petroleum
Geologists Bull. 58, 376-395.
2. Ewing J., Aitken M and Ludwig W. J., 1968,
North Pacific sediment layers measured by
seismic profiling, in L. Knopoff, C. L. Drake and
P.J. Hart, eds., The Crust and Upper Mantle of
the Pacific Area. Washington, D. C.: Am. Geo-
physics Union, (Geophysical Monograph) 12,
147-173.
3. Fisher R.L. and Hess H.H., 1963, Trenches, in
M. N. Hill, ed-, The Sea, vol. 3. New York: John
Wiley and Sons, 411-436.
4. Karig D.E. and Ingle J. C., 1975, Initial Reports
of the Deep Sea Drilling Project, vol. 31,
Washington, D. C.: U S. Government Printing
Office, 927 p.
132
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
5. Karig D. Е. and Shannon G. R., 1975, Subduction
and accretion in trenches, Geol. Soc. Am. Bull.
85, 377-389.
6. Kulm L.D. and Fowler G. A., 1974, Cenozoic
sedimentary framework of the Gorda-Juan de
Fuca Plate and adjacent continental margin-a
review, in R. H. Dott and R. H. Shaver, eds.,
Modern and Ancient Geosynclinal Sedimenta-
tion. Tulsa, Okla.: Society of Economic Paleon-
tologists and Mineralogists (Special Publ.
No. 19), 212-229.
7. Kulm L.D. and von Huene R., 1973, Initial
Reports of the Deep Sea Drilling Project,
vol. 18. Washington, D. C.: U. S. Government
Printing Office, 1077 p.
8. Ludwig W. J., Ewing J. L, Ewing M., Mura-
uchi S.. Den N., Asano S., Hotta H., Hayaka-
wa M.. Asanuma T, Ichikawa T.K. and Nogu-
chi L, 1966. Sediments and structure of the
Japan Trench, Jour. Geophys. Research 71 (8),
2121-2137.
9. Montecchi P.A., 1976, Some shallow tectonic
consequences of subduction and their meaning
to the hydrocarbon explorationist, in M. T. Hal-
bonty, J. C. Maher and H. M. Lian, eds., Cir-
cum-Pacific Energy and Mineral Resources.
Tulsa, Okla.: American Association of Petro-
leum Geologist (Mem. No. 25), 189 202.
10. Piper D. J. W., von Huene R. and Duncan R.R.,
1973, Late Quaternary sedimentation in the
active eastern Aleutian Trench, Geology 1 (1),
19-22.
11. Prince R. A., and KulmL.D., 1975, Crustal
rupture and the initiation of imbricate thrusting
in the Peru-Chile Trench, Geol. Soc. America
Bull. 86, 1639 1653.
12. School D. W., Christensen M.N., von Huene R.
and Marlow M.S., 1970, Peru-Chile trench
sediments and sea-floor spreading, Geol. Soc.
America Bull. 81, 1339-1360.
13. School D. IV., von Huene R.Vallier T.L. and
Howell D.C., 1980, Sedimentary masses and
concepts about tectonic processes et underthrust
margins, Geology 6, 564-568.
14. Schweller W.J. and KulmL.D., 1978a, Exten-
sional rupture of oceanic crust in the Chile
Trench. Marine Geol. 28, 271-291.
15. Schweller W.J. and Kulm L.D., 1978b, Deposi-
tional patterns and channelized sedimentation in
active eastern Pacific trenches, in D. J. Stanley
and G. Kclling, eds., Sedimentation in Subma-
rine Canyons, Fans, and Trenches. Stroudsburg,
Penn.: Dowden, Hutchinson and Ross, 311-323.
16. Schweller W.J., KulmL.D. and Prince R. A.,
1981, Tectonics, structure, and sedimentary
framework of the Peru-Chile Trench, Geol. Soc.
Am. Mem. 154, 323-350.
17. Seely D.R., Vail P.R. and Walton G.G., 1974,
Trench slope model, in C. A. Burk and
C. L. Drake, eds., The Geology of Continental
Margins, New York: Springer-Verlag, 249-260.
18. von Huene R„ 1974, Modem trenches in
Burk C. A. and Drake C. L., eds., The Geology
of Continental Margins, New York: Springer-
Verlag, 207-211.
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
Океаническим хребтом называют любое
вытянутое поднятие глубокого морского
дна, характеризующееся крутыми склона-
ми и неровным рельефом. Уайзман и Ови
[34] ввели термин океаническое поднятие,
определив его как протяженное и широкое
возвышение с пологими и гладкими скло-
нами в отличие от океанического хребта с
более крутыми склонами и менее ровным
рельефом. Это сравнительное определение
и попытка провести различие между двумя
терминами внесли ненужную путаницу и не
имели успеха. Так, геотектонически сход-
ные структуры были названы в одних слу-
чаях поднятиями, в других-хребтами, на-
пример Срединно-Атлантический хребет и
Восточно-Тихоокеанское поднятие. Ниже
мы придерживаемся всюду общего термина
хребет-, однако общепризнанные уже назва-
ния конкретных структур мы, конечно, не
меняем.
Океанические хребты представляют со-
бой выраженные в рельефе прямолинейные
или криволинейные зоны, вдоль которых
создается или модифицируется океаничес-
кая земная кора. Одного взгляда на любую
детальную батиметрическую карту (рис. 1)
достаточно, чтобы убедиться, что часто
различные геоморфологические структуры
в океанах называются хребтами. Из рис. 1
видно также, что в океанических бассейнах
системы крупных хребтов значительно ши-
ре распространены, чем на континентах, и
имеют, как правило, гораздо большие раз-
меры. Многообразие хребтов различных
типов затрудняет их адекватное описание;
классифицированы лишь некоторые из наи-
более распространенных типов. В частнос-
ти, здесь рассматриваются четыре класса
океанических хребтов: хребты спрединга
(срединно-океанические хребты), хребты
зон разломов, базальтовые вулканические
хребты и хребты островных дуг.
Образование и тектоническую эволю-
цию всех океанических хребтов этих четы-
рех типов можно объяснить с позиций тек-
тоники плит. Хребты спрединга приуроче-
ны к зонам аккреции коры, происходящей
при раздвигании плит. Хребты зон разло-
мов представляют собой продолжения
Рис. 1. Батиметрия океанов и топография континентов. Сечение рельефа как на суше, так и в океанах через I км; плотность изолиний
свидетельствует о том, что формы рельефа в океане имеют более крупномасштабный характер, чем на континентах [2].
134
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
трансформных разломов, смещающих сег-
менты хребтов спрединга. Хребты эс трой-
ных дуг развиваются на надвигающейся
плите позади зон субдукции, топографичес-
ким выражением которых являются жело-
ба, где поглощается вещество океанических
плит. Многие вулканические хребты пред-
ставляют собой следы, оставляемые на
плите горячими точками мантии, над кото-
рыми плита движется; это единственный
тип хребтов, не всегда связанных с тектони-
кой межплитных границ (рис. 2). Предлага-
емый здесь краткий обзор океанических
хребтов не содержит подробного описания
тектоники межплитных границ или моди-
фицирующих плиты движений. Полезными
в этом отношении являются обзоры Дьюи
[4] и Чейса и др. [3].
Срединно-океанические хребты. Хребты
спрединга обычно называются срединно-
океаническими хребтами [7], но срединное
положение в океаническом бассейне, как в
случае Срединно-Атлантического хребта,
необязательно. Срединно-океанические
хребты определяются нами как зоны аккре-
ции ^наращивания) коры. Часто их характе-
ризуют как зоны разрастания (спрединга)
морского дна, подчеркивая тем самым об-
щий для них характер гес тектонического
режима. Взаимосвязанная система средин-
но-океанических хребтов является не толь-
ко самым крупным и протяженным
(70000 км) элементом рельефа морского
дна (см. рис. 2), но и в большинстве случа-
ев тектонически наиболее активным, и ха-
рактеризуется почти непрерывным прояв-
лением относительно неглубокой сейсми-
ческой активности [9]. Она включает в себя
Срединно-Атлантический хребет, Аравий-
ско-Индийский хребет, хребет Карлсберг,
Тихоокеанско-Антарктический хребет, Вос-
точно-Тихоокеанское поднятие и связанные
с ними структуры: Чилийское поднятие,
Галапагосская рифтовая зона, поднятие
Горда и хребет Хуан-де-Фука.
Это наиболее широкие из всех океани-
ческих хребтов: ширина их составляет
3000-4000 км, а характерное превышение-
1-3 км. Локальные превышения на гребне и
склонах хребтов могут достигать несколь-
Рифтовая долина
оз Байкал
ЕВРАЗИЙ-
СКАЯ
• * плит*
*'Ажиполийошй
г Филиппинская
плита\
Алеуте?^
ЛлХКурцльскцц
желоб
<-ЛЯпонский
у желоб
уМ арианский
У желоб
Плита Бисмарка
Плита
ГорЙа'
tCEBEM-A&EOMKAHCl
ПЛИТА
ЖХарпаты
излом
АВСТРАЛИЙСКАЯ ]
\ ПЛИТА ’
Солом онсвсг
плита
X
Карийская
плита .
ТИХООКЕАНСКАЯ
Мексиканскиа|п^Ь
желоб
ЮОКОС
ПЛИТА
Новогебридский
‘«^/желоб
5цЭ?
| Платежу
[ФиожиТч
Кермадек —
лг Тонга
.Хребет
Маккуори

3
Г-
«Йриатичес^ая
ЖЭллинская плита.
i, f Турецкая плита-Т
e> I г”™1 — «йлгт*
f Восточно-Афрцкан-
ул
АФРИКАНСКАЯ/^//
ПЛИТА / V

_ ЮЖНО-АМЕРИКЛН-
ск*я
паска if • nv

Антарктическая
плита

Антарктическая плита.
5ерг
Рис. 2. Упрощенная карта, иллюстрирующая положение литосферных плит и межплитных г раниц
трех типов [23]. 7-зона спрединга; 2 трансформный разлом; 3-зона субдукции; 4-зоны растяжения
внутри континентов, 5-неопределенная граница плиты; 6-области глубокофокусных :млетрясении,
7-континентальная кора
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
135
О -г Уровень моря
О 500 1000 1500 2000 км
I__________I_________|_________|__________।
io
а
МЕДЛЕННЫЙ
2000
3000
(Глубина,м)
|---1___I___।__1___I___I___I___I___1 ।__1—1
30 10 0 10 20 30 км
Qn УМЕРЕННО-БЫСТРЫЙ
3 | В F2500
2 t2g00
i________I_______' । । । । ।______I (Глубина, м)
0 5 0 5 10км
Рис. 3. Батиметрические профили зон спрединга срединно-океанических хребтов. На рисунках а и б
сравниваются высоты хребтов медленного и быстрого спрединга [7]. На рисунках e-д сравнивается
батиметрическое положение осевых зон хребтов медленного, умеренно быстрого и быстрого
спрединга соответственно. (Рисунки e-г заимствованы соответственно из работ [15, 17, 22].)
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному на рис. в-2:1, на рис. г-5,2:1 и на
рис. д-5:1.
ких километров (рис. 3, я, б). Морфологи-
ческие особенности второго порядка зави-
сят от скорости расхождения плит. Осевая
зона хребтов с низкой скоростью спредин-
га, подобных Срединно-Атлантическому
хребту, обозначена глубокой рифтовой до-
линой, фланги которой представлены ли-
нейными цепями гор, возвышающихся на
500-2000 м над ее дном (рис. 3, я, в). Для
хребтов с высокой скоростью спрединга
136
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
характерны осевые зоны с приподнятыми
блоками и щитовыми вулканами [15] (пре-
вышение составляет несколько сот метров),
отсутствие осевых рифтов и более гладкие
склоны (рис. 3,д). Хребты с умеренными
скоростями спрединга характеризуются
умеренно выраженным рельефом с невысо-
кими абиссальными холмами и небольши-
ми подводными пиками на гребне и скло-
нах хребта (рис. 3,г).
Осевая линия хребтов не является непре-
рывной, она разбита трансформными раз-
ломами на отдельные сегменты, смещен-
ные друг относительно друга, как правило,
в направлении, перпендикулярном прости-
ранию хребта [33]. Величина смещения и
длины отдельных сегментов хребта варьи-
руют от нескольких десятков до сотен ки-
лометров (см. рис. 2). Вопросы батимет-
рии, строения и петрологии срединно-океа-
нических хребтов освещены в обзоре Хизе-
на и Фокса [7]. Ниже мы рассмотрим
результаты более поздних исследований,
относящиеся к аккреции коры и тектонике
этих хребтов.
Сейсмичность и магнитные аномалии
срединно-океанических хребтов убедитель-
но свидетельствуют в пользу тектоники
плит. Распределение эпицентров землетря-
сений показывает, что движения земной
коры сосредоточены в осевой зоне хребта и
на трансформных разломах, соединяющих
его сегменты. Сейсмичность в первом при-
ближении не зависит от рельефа хребта;
осевые зоны сейсмически активны, даже
если осевая рифтовая долина отсутствует,
как, например, на Восточно-Тихоокеанском
поднятии и Тихоокеанско-Антарктическом
хребте. Опрел гления механизма очага по
первым вступлениям для землетрясений в
осевой зоне хребта указывают на режим
растяжения, т. е. на режим расхождения
двух блоков (плит) коры. Еще более опре-
деленную информацию этот метод дает в
случае трансформных разломов: плиты
движутся в стороны от осевых зон хребта в
направлении, параллельном простиранию
трансформных разломов [9].
Для многих срединно-океанических
хребтов характерно такое распределение
линейных магнитных аномалий, когда они
параллельны оси хребта и симметричны
относительно нее. Столь уникальное распо-
ложение можно объяснить движением плит
и периодическими обращениями полярнос-
ти магнитного поля Земли, а временная
привязка этих аномалий позволяет опреде-
лить скорость расхожгения двух плит. Пос-
ле того как Вайн и Маттьюз [32] впервые
использовали магнитные аномалии для
подтверждения идеи Хесса о раздвигании
морского дна, скорость спрединга для це-
лого ряда хребтов определялась такими
авторами, как Кокс, Хейрцлер, Опдайк,
Мейсон, Рафф и многими другими (см.
обзоры [24, 31]). Для большинства средин-
но-океанических хребтов возраст слагающих
кору пород равномерно увеличивается с
глубиной: если осевые зоны на глубинах
менее 3000 м сложены породами современ-
ного («нулевого») возраста, то на 1 лубине
около 6000 м возраст коры составляет
135 млн. лет [26]. Возвышенное положение
осевых зон и более или менее линейная
зависимость возраста от глубины объяс-
няются постепенным остыванием и увели-
чением мощности вновь образующихся
участков литосферных плит.
Обширная информация, касающаяся об-
разования новой океанической коры, была
получена в ходе недавних глубоководных
исследований с применением драгирующих
устройств и подводных обитаемых аппара-
тов. Лучшие обзоры этих детальных иссле-
дований представлены работой Балларда и
Мура [1] и рядом других работ, посвящен-
ных франко-американскому Проекту под-
водных исследований срединно-океаничес-
ких областей (проект FAMOUS, описание
его программы дано в работе [8]). В узких
осевых зонах (шириной около 1 км и менее)
обнаружены свежие стекловатые подушеч-
ные базальты. В срединно-океанических
хребтах как медленного, так и умеренного
и быстрого спрединга самые свежие лавы
примыкают к зонам трещиноватости и раз-
ломов, а мощность осадков возрастает по
мере удаления от оси. Выходы гидротер-
мальных источников обычно встречаются в
осевых зонах умеренно быстрого спрединга
и распознаются по таким признакам, как
аномальная температура воды, аномальное
скопление макробентосных организмов и
минерализация, в частности отложения
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЁБТЫ
137
1'ис. 4. Главные зоны океанических разломов [19]. 1-гребни океанических хребтов или поднятий
<осевые зоны спрединга); 2-край системы хребта (поднятия); 3-зоны разломов; 4-впадины;
1 уступ; б-зоны нарушений; 7-крупнейшие хребты; S-цепь вулканов Цифрами на карте обозна-
чены зоны разломов. Тихий океан: /-Чинук; 2-Сервейор; З-Мендосиио; 4-Пайонир; 5-Марри;
Л Молокаи; 7-Кларион; S-Клиппертон; 9-Галапагос; /0-Маркизская, //-остров Пасхи; 12-
)льтанин. Атлантический океан: /-Гренландская; 2-Западная Азорская; 3-Восточная Азорская;
4 Океанограф; 5-Атлантис; 6 Ьагракуца; 7-Гвинейская; 8-Вема; 9-Ромашп; /О-Чейн. Индийский
океан: /-Оуэн; 2-Родригес; 3-Малагасийская; 4-Принс-Эдуард; 5-Мозамбикская.
сульфидов металлов [5, 25, 29]. В осевых
юнах этого типа распространены также
обширные подводные лавовые озера, воз-
никшие в результате обильных излияний
жидкой лавы.
Срединно-океанические хребты образу-
ются вследствие расхождения двух лито-
верных плит. Если этот процесс заканчи-
вается, например, в случае когда одна из
плит полностью исчезает в зоне субдукции,
прекращает свое существование и средин-
но-океанический хребет. В то же время
«юбая вновь возникшая трещина растяже-
ния, раскалывающая литосферную плиту,
может породить новый срединно-океани-
ческий хребет если процесс расхождения
двух образовавшихся литосферных блоков
будет достаточно длительным.
Хребты зон разломов уникальны в том
смысле, что они развиты в пределах узких
(100-200 км) полос исключительно боль-
шой протяженности (в Тихом океане обыч-
но 4000-5000 км). Самые известные хребты
на северо-востоке Тихого океана, в том
числе Мендосино, Марри, Молокаи, Кла-
рион и Клиппертон (рис 4), протягиваются
от Северо-Американского континента в
глубь океанического бассейна примерно на
138
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
Рис 5. Примеры хребтов и систем хребтов, связанных с крупными зонами разломов [19].
одну треть его ширины. Зоны разломов
являются асейсмичным продолжением
трансформных разломов, приуроченных к
осевым зонам срединно-океанических хреб-
тов. Многие зоны разломов связаны со
Срединно-Атлантическим хребтом (см.
рис. 2 и 4).
Типичный рельеф зоны разлома пред-
ставлен одним или двумя асимметричными
хребтами, к которым прилегает одна или
несколько впадин (рис. 5). Внешние по от-
ношению к зоне разлома склоны хребтов
являются более пологими. Отдельные хреб-
ты в зоне имеют десятки километров в
ширину и сотни километров в длину [19].
Драгирование на них вскрыло вулканичес-
кие породы базальтового состава. Со мно-
гими трансформными разломами, соединя-
ющими осевые сегменты хребтов, также
связаны поднятия рельефа.
Первичные рельеф и петрология хреб-
тов зон разломов определяются у транс-
формных разломов вблизи осевых зон.
Рельеф вкрест простирания зон разломов в
целом затухает при удалении от оси хребта,
а разнообразие морфологических форм и
размеров можно объяснить изменениями в
направлении движений плит, влияющими
на конфигурации трансформных разломов.
Вулканические хребты. Многие из хоро-
шо известных хребтов Тихого океана не
являются срединно-океаническими, а пред-
ставляют собой протяженные сложные вул-
канические комплексы, называемые архипе-
лагами (Менард [18]). К ним относятся
Гавайский хребет, хребет острова Рождест-
ва, Центрально-Тихоокеанские горы и мно-
гие другие (см. рис. 1). Вулканические ар-
хипелаги наиболее распространены в Ти-
хом океане. Подводные пики, гайоты и
океанические острова обычно представля-
ют собой максимальные высоты этих архи-
пелагов. Протяженность вулканических
хребтов составляет несколько тысяч кило-
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
139
метров, среднее превышение 6-7 км, т. е.
но самые высокие из всех океанических
хребтов. Остров Гавайи возвышается на
I0 км над окружающим океаническим
том. При столь внушительных высотах
ширина архипелагов сравнительно невели-
ка (несколько сот километров), и они созда-
ют значительные локальные нагрузки на
подстилающую кору, что приводит к про-
I ибанию прилегающего к ним океаническо-
ю дна и образованию кольцевых впадин
(рвов).
Почти все обследованные вулканические
архипелаги сложены базальтовыми поро-
зами, сходными с породами Гавайских
островов. Многие подводные вершины
хребтов увенчаны коралловыми рифами
Архипелаги асейсмичны, за исключением
(ктивно растущих участков, таких, как
остров Гавайи на самом южном окончании
I авайского хребта протяженностью
'ООО км. Гавайский хребет представляет со-
бой наиболее хорошо документированный
пример линейного вулканического хребта,
возникшего в результате перемещения оке-
анической плиты поверх горячей точки
(плюма) в подстилающей мантии [12].
Хребет простирается на 3600 км на северо-
кшад, после чего он поворачивает и про-
должается в северном направлении в виде
Императорского подводного хребта (рис. 1
и 6). Датировка пород, драгированных с
подводных гор хребта, указывает на почти
равномерное увеличение возраста в северо-
>а па дном направлении вдоль хребта. По-
всеместно распространены плосковершин-
пые гайоты, а увеличение глубины хребта к
северо-западу согласуется с наблюдаемым
возрастным трендом. Покрытые коралла-
ми вершины гайотов Императорских гор
свидетельствуют о том, что эта часть хреб-
а переместилась на значительное расстоя-
ние к северу [6]. Предварительные резуль-
1аты изучения Императорских гор в рамках
Проекта глубоководного бурения показы-
вают, что плита движется поверх плюма со
скоростью около 9 см/год; эта оценка близ-
ка к скорости разрастания главного Гавай-
ского хребта [11], простирание которого
определяет направление движения Тихооке-
анской плиты. Гавайско-Императорский
хребет на всем своем протяжении пересека-
ет общий структурный план более древнего
мезозойского океанического дна, на кото-
ром он построен.
Полагают, что многие линейные базаль-
товые хребты, показанные на рис. 1 и 6,
представляют собой следы, которые оста-
ются на плитах, движущихся над мантий-
ными плюмами Однако результаты изуче-
ния нескольких других хребтов настолько
представительны, что позволяют распро-
странить эту гипотезу на все сходные систе-
мы хребтов.
Размеры некоторых вулканических
хребтов настолько малы, что их нельзя
считать архипелагами. Так называемый
гайот Хорайзн в районе Центрально-Тихо-
океанских гор (см рис. 1) имеет 300 км в
длину и 60 км в ширину и возвышается на
3 км над окружающим морским дном. По
мере дальнейшего изучения океанов число
более мелких вулканических хребтов бу-
дет, по-видимому, возрастать. На суше они
бы назывались горными хребтами.
Хребты островных дуг. Тектоническая
активность в системе желоб-островная ду-
га приводит к образованию океанических
хребтов специфического типа. Системы
подводных хребтов можно встретить на
вогнутой, как правило обращенной в сторо-
ну суши стороне желобов, особенно в за-
падной части Тихого океана (рис. 7). За
главным хребтом, или фронтальной дугой
[13], возвышается андезитовый вулкани-
ческий хребет молодого возраста, развитый
с вогнутой стороны дуги в ее тыльной зоне.
Эта вулканическая зона островной дуги
обычно залегает поверх структурно слож-
ного комплекса осадочных, метаморфичес-
ких и плутонических пород [20]. С вулкани-
ческой дугой ассоциируются вулканические
и вулканокластические породы, диориты,
граниты, а также низкобарические высоко-
температурные метаморфические серии.
Преобладают морские осадочные породы
(турбидиты и пелагический материал), как
правило сильно деформированные. Высо-
кобарические и низкотемпературные мета-
морфические породы и офиолитовые серии
также встречаются на фронтальной дуге;
породы этого типа связаны с процессами
субдукции и свидетельствуют о деформа-
ции надвигающейся плиты и срыве осадков
140
ОКЕА НИЧЕСКИЕ ХРЕБ ТЫ
<5 г-п
-500 - 400 - 300 - 200 -100 - 50 0 + 50 +100 + 200км
Рис. 7. Схематический разрез типичной системы островной дуги с развитыми океаническими хребтами [14] Главные дуги с развитыми
океаническими хребтами [14] Главные хребты <г]>сдстаилснь1 фронтальной дугой и остаточной дугой (или дугами); иногда встречаются
хребты меньших размеров, в частности хребет, приуроченный к излому склона желоба, и небольшой хребет спрединга, развитый в активных
разрастающихся тыловодужных бассейнах [27].
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
141
и некоторых океанических пород коры с
погружающихся плит (рис. 7). Хороший
обзор геологии и тектоники систем хреб-
тов, связанных с субдукцией и островными
дугами, составили Тальвани и Питман [28].
В области, прилегающей к фронтальной
дуге со стороны суши, развита серия дуго-
образных асейсмичных хребтов, тогда как
сама дуга залегает поверх зоны высокой
сейсмической активности, обусловленной
процессами субдукции в прилегающем же-
лобе. Это-асимметричные узкие (30—
50 км) хребты с превышениями 2-3 км на
крутых склонах (см. рис. 1 и 7). К структу-
рам этого типа, называемым остаточными
дугами, относятся хребет Южный Хонсю в
Филиппинском море и хребет Лау к западу
о г желоба Тонга. Драгированием этих
хребтов были получены коралловые извест-
няки, базальты, дациты и гранодиориты
(сводовое поднятие Эйвс).
Остаточные дуги образуются, вероятно,
н результате рифтос Зразования в тыльной
юне фронтальной дуги. Между двумя рас-
ходящимися фрагментами возникает новый
океанический бассейн, называемый за-
чуговым бассейном. Эти бассейны разрас-
иются вдоль низких хребтов, имеющих
несомненные черты сходства с более круп-
ными срединно-океаническими хребтами
[27]. Асимметричная форма остаточной
нуги объясняется оставшимися от первона-
чальной дуги клином осадков, накоплен-
ных в ее тыловой части [13]. Каждый
шизод рифтообразования в пределах фрон-
i альной дуги может порождать остаточ-
ную дугу, в гыловых зонах некоторых ост-
ровных дуг в западной части Тихого океана
ж I речается по нескольку хребтов этого
। нпа.
Заключение. Существует множество изо-
ированных океанических структур типа
океанических хребтов, морфология и текто-
ника которых столь разнообразны, что
описать их в этой короткой статье не пред-
является возможным. Происхождение
них хребтов объясняется рифтэгенным от-
щеплением узких континентальных блоков
(1ипичным примером, по-видимому, явля-
С1ся поднятие Лорд-Хау) или выгибанием
1СМНОЙ коры с образованием невысоких
х]>ебгов в структурно сложных обл 1СТЯХ,
где мелкие плиты или фрагменты плит
окружены более крупными конвергентны-
ми плитами (примером может служить ре-
гион Средиземного моря). Природа этих и
многих других небольших изолированных
структур типа океанических хребтов, скорее
всего, связана с движениями и взаимодей-
ствием плит, но расшифровка их геологи-
ческой эволюции во всяком случае пред-
ставляется более сложной по сравнению с
океаническими хребтами четырех главных
типов.
У Р. Нор.чпрк 'WR. Normark, U.S.
Dept, of Interior, Geological Survey,
Pacific-Arctic Branch of Marine Geo-
logy, J15 Middlefield Road, Menlo
Park, California 94025).
ЛИТЕРАТУРА
1. Ballard R.D. and Moore J G., 1977, Photo-
graphic Atlas of the Mid-AtL ntic Ridge Rift
Valley New York: Springer-Verlag, 114 p.
2. Chase T. C, 1975, Topography of the oceans,
Tech. Rep. Series TR-57. La Jolla, Calif.: Insti-
tute of Marine Resources, Scripps Institution of
Oceanography.
3. Chase C. G„ Herron E. M. and Normark W. R.,
1975, Plate tectonics: commotion in the ocean
and continental consequences, in F. A. Donath
et al., eds., Annual Review of Earth and
Planetary Sciences, vol. 3. Palo Alto, Calif.:
Annual Reviews Inc., pp. 271-291.
4. Dewey J. F., 1972. Plate tectonics, Sci. American
226, 56-68.
5. Francheteau J., Needham H. D. Choukroune P.,
Juteau T, Seguret M., Ballard R. D., Fox P. J.,
Normark W., Carranza A., Cordoba D., Guerre-
ro J., Rangin C. Dougault H., Cambon P and
Hekinran R., 1979, Massive deep-sea sulfide ore
deposits discovered on the East Pacific Rise,
Nature 277, 523-528.
6 Greene H. G.. Dalrymple G. B. and Clague D. A.,
1978, Evidence for northward movement of
Emperor Seamounts, Geology 6, 70-74.
7. Heezen B.C and Fox P.J., 1966, Mid-oceanic
ridge, in R. W. Fairbridge, ed., The Encyclopedia
of Oceanography, New York: Reinhold Pub-
lishing Company, 506-517.
8. Heirtzler J. R. and van Andel T. H, 1977, Project
Famous: its origin, programs. and setting, Bull.
Geol. Soc. Am. 88, 481—487.
9. Isacks B„ Oliver J. and Sykes L. R., 1968, Seis-
mology and the new global tectonics. Jour.
Geophys. Research 73, 5855-5899.
10. Jackson E.D , 1976, Linear volcanic chains on
the Pacific plate, in G. H. Sutton, M. H. Man-
ghnani and R. Moberly, eds., The Geophysics of
the Pacific Ocean Basm and Its Margin.
142
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
Washington, D. С.: American Geophysical
Union Geophysical Monograph) 19, 319-335.
11 Jackson E.D., Koizumi I. et al., 1978, Drilling
confirms hot-spot origins, Geotimes, February,
23-26.
12. Jackson E.D., Silver E. A. and Dalrymple G. B.,
1972, Hawaiian Emperor chain and its relation
to Cenozoic circumpacific tectonics, Geol. Soc.
America Bull. 83, 601-617.
13. KarigD.E., 1971, Structural history of the
Mariana Island arc system, Geol. Soc. America
Bull. 82. 323-344.
14. KarigD.E. and SharmanG.F., Ill, 1975, Sub-
duction and accretion in trenches, Geol. Soc.
America Bull. 86, 377-389.
15. Lonsdale P., 1977, Structural geomorphology of
a fastspreading rise crest: the East Pacific Rise
near 325’5, Marine Geophys. Researches 3,
251-293.
16. Luyendyk B.R. and Rennick W., 1977, Tectonic
history of aseismic ridges in the eastern Indian
Ocean, Geol. Soc. America Bull. 88, 1347-1356.
17. Macdonald K.C. and Luyendyk B.P., Deep-tow
studies of the structure of the mid-Atlantic Ridge
crest near lat 37N, Geol. Soc. America Bull. 88,
621-636.
18. Menard H. W., 1964, Marine Geology of the
Pacific New York: McGraw-Hill, 271 p.
19. Menard H.W. and Chase T.E, 1970, Fracture
zones, in A. E. Maxwell, ed., The Seas, vol. 4.
New York: Wiley-Interscience, 791 p.
20. Mitchell A. H. and Reading H.G., 1971, Evolu-
tion of island arcs, Jour. Geology 79, 253-284.
21 Morgan W.J., 1972, Deep mantle convection
plumes and plate motions, Am. Assoc. Pet-
roleum Geologists Bull. 56, 203-213.
22. Normark W.R., 1967, Delineation of the main
extrusion zone of the East Pacific Rise at 2IN,
Geology 4, 681-685.
23. Pipkin B. W, Gorsline D S. Casey R. E. and
Hammond D.E., 1977, Laboratory Exercises in
Oceanography, San Francisco: W. H. Freeman
and Co., 255 p.
24. Pitman W. C.. JII. Larson R. L. and Her-
ron E. M., compilers, 1974, The age of the ocean
hasins, Boulder, Colo.: Geological Society of
America, 2 sheets.
25. RISE Project Group, 1980, East Pacific Rise: hot
springs and geophysical experiments, Science
207, 1421 1433.
26. Sclater J. G. and Detrick R., 1973, Elevation of
mid-ocean ridges and the basement age of
JOIDES deep-sea drilling sites, Geol. Soc.
America Bull. 84, 1547-1554
27. Sclater J. G., Hawkins J. W., Mammerickx J. and
Chase C.G., 1972, Crustal extension between the
Tonga and Lau ridges: petrologic and geo-
physical evidence, Geol. Soc. America Bull. 83,
505-518.
28. Talwani M. and Pitman И C, HI. eds., 1977,
Island Arcs, Deep-sea Trenches and Back-arc
Basins, Maurice Ewing Series 1. Washington,
D. C.: American Geophysical Union, 470 p.
29. van Andel T. H. md В tllard R. D., 1979, The
Galapagos Rift at 86W, 2, volcanism, structure,
and evolution of the rift, Jour. Geophys.
Research, «4, 5390-5406
30. Vine F. J. and Matthews D. H, 1963, Magnetic
anomalies over ocean ridges, Nature 199, 947-
949
31. Vine F J., 1968, Magnetic anomalies associated
with mid-oceanic ridges, in R. A. Phinney, ed.,
The History of the Earth’s Crust. Princeton,
N. J.: Princeton University Press, 244 p.
32. Vine F. J. and Matthews D.H., 1963, Magnetic
anomalies over oceanic ridges, Nature 207,
947 -949.
33. Wilson J. T, 1965, A new class of faults and their
bearing on continental drift, Nature 207, 343.
34. Wiseman J. D. H. and Ovey C D., 1953 Defini-
tions of features on the deep-sea floor, Deep-Sea
Research 1, 11-16.
ОКЕАНИЧЕСКОЕ ДНО
см. ГЕОДИНАМИКА
ОКРАИНЫ ОТРЫВА -
см. ОПУСКАНИЕ АТЛАНТИЧЕСКИХ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
ОПОЛЗНИ-см. ТЕКТОНИКА
ГРАВИТАЦИОННОГО СКОЛЬЖЕНИЯ
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ
РАЗРЫВА
Определение плоскости разрыва -это
просто метод исследования разломообра-
зования по сейсмограммам, регистрирую-
щим землетрясения. Его главная цель со-
стоит в установлении фокального механиз-
ма: геометрии и направления движений в
зоне разлома. Возможность находить на-
правления движений на разломах позво-
ляет изучить процессы, происходящие на
границах плит.
Хотя истинная физическая природа об-
разования разломов в очагах землетря-
сений неизвестна, картину излучения сейс-
мических волн можно установить, модели-
руя разлом упругими дислокациями. Гео-
метрия такой модели показана на рис. 1.
Параметрами разлома с плоской поверх-
ностью являются падение и простирание.
Направление движения по разлому указы-
вает угол смещения X, происходящего при
перемещении верхнею крыла (не показано
на рисунке) относительно нижнего.
В зависимости от величины угла сме-
щения Z все ра <ломы делятся на три типа.
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
143
Рис. 1. Изображение разлома: век-
iop D указывает направление дви-
жения верхнего крыла относитель-
но 1 ижнего, А - угол смещения.
11ри горизонтальном скольжении двух бор-
те разлома относительно друг друга
вдоль общей границы происходит сдвиг
смещение по простиранию). Условие А = О
соответствует левостороннему сдвигу (ле-
ичий бок смещается влево), а а = 180°-
правостороннему сдвигу. Два других глав-
ных типа разломов характеризуются чисто
вертикальным смещением или скольже-
нием по падению. Если А = 270°, то верхнее
крыло смещается вниз и этот случай назы-
вается нормальным сбросом При А = 90°
верхнее крыло смещается вверх и разлом
называется обратным сбросом (взбросом).
Е льшинство разломов, оживающих
при землетрясениях, являю ся комбина-
циями указанных трех типов и описыва-
в-1ся углами смещения, принимающими
шлчения между указанными выше харак-
(ерными величинами. Однако при анализе
механизмов землетрясений проще всего
рассмотреть три основных типа разломов.
Нее они имеют важное значение в тектони-
и.ских процессах и часто наблюдаются в
конкретной геологической обстановке. Раз-
юмообразование со смещениями по пре-
пиранию характеризует трансформные
разломы, по которым плиты скользят го-
ризонтально относительно друг друга. В
юних субдукции происходят надвиги, по
кзчорым поддвигающаяся плита движется
под надвигающуюся. По этой причине
почти все крупные землетрясения (с магни-
iy юй 8) связаны с надвигообразованием.
Нормальные :бросы распространены мень-
ше-пример мы найдем в центральной риф-
товой долине Срединно-Атлантического
хребта.
Для описания картины излучения сейс-
мических волн при образовании разрыва
обратимся к геометрической схеме на
рис. 1. Изображенная на нем модель по-
зволяет легко рассчитать картину излуче-
ния. При определении фокального меха-
низма используются диаграммы излучения
двух типов сейсмических волн. Объемные
волны, распространяющиеся от источника
землетрясения (фокуса) до сейсмических
станций, проходят через недра Земли, охва-
тывая весь земной шар. Поверхностные
волны после излучения энергии из источ-
ника формируются и распространяются
вдоль внешней поверхности Зем ш. Их ско-
рость значительно меньше, чем скорость
объемных волн, и на сейсмограмме они
регистрируются позже объемных воли
Объемные волны легче использовать
для определения фокального механизма,
чем поверхностные, и поэтому основанный
на них метод был разработан гораздо
раньше. Основная идея метода чрезвычайно
проста. Первое вступление на сейсмограм-
ме образуют объемные волны типа про-
дольной P-волны. Рис. 2 показывает ти-
пичную запись P-волн на сейсмограммах
разных станций, расположенных в разных
направлениях от очага. Первый записанный
импульс будет представлять движение
грунта вверх (сжатие) или вниз (растя-
жение). Все первые импульсы в зависимости
144
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
Рис. 2. Вступления P-волн по различным азимутам при смещении в очаге по простиранию разлома.
Афтершоки ''точки) показывают, ^акая из нодальных плоскостей является плоскостью разлома.
от знака движения грунта распределяются
по четырем квадрантам: каждые два из них
содержат только импульсы сжатия или
только импульсы растяжения, причем знак
регистрируемого движения зависит от на-
правления смещения по разлому-к пункту
регистрации или в противоположную сто-
рону.
Сейсмические станции, расположенные
точно на линии разлома или по перпенди-
кулярному к ней направлению (на этих
направлениях первые импульсы меняют
свою полярность), если и регистрируют, то
очень слабое движение грунта. Две взаимно
перпендикулярны** плоскости, проходящие
через указанные направления, называются
нодальными плоскостями. Они разделяют
квадранты, соответств; ющие импульсам
сжатия и растяжения. Ясно, что после опре-
деления этих плоскостей геометрию раз-
лома можно считать известной. Одна из
трудностей состоит в том, что плоскость
разлома и перпендикулярная к ней вспомо-
гательная плоскость не различаются по
данным первых импульсов. Смещение, про-
исходящее по любой из этих плоскостей,
дает одну и ту же картину первых вступле-
ний. Геологические данные часто подска-
зывают нам, как выделить истинно ю пло-
скость разрыва. Например, на рис. 2 точ-
ками показаны места возникновения афтер-
шоков, которые ложатся на истинную пло-
скость разлома.
Рисунок 2 изображает простейший при-
мер нашего анализа-чисто вертикальное
смещение по разлому. Однако и для разло-
мов с произвольной геометрией всегда
можно построить разломно-плоскостную
картину с двумя взаимно перпендикуляр-
ными плоскостями. Сравнивая рис. 2 с
рис. 1, можно представить, как проходят
нодальные плоскости в случае произволь-
ного разлома. Одной из нодальных плос-
костей является поверхность самого раз-
лома, а перпендикулярно указанному на-
правлению смещения проходит вторая но-
дальная плоскость. На рис. 2, например,
плоскость разлома вертикальна и угол сме-
щения равен нулю, и, следовательно, вспо-
могательная плоскость тоже вертикальна
и одновременно перпендикулярна плоско-
сти разлома.
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
145
Pin. 3. Распространение сейсмических лучей:
/ vt ол падения луча в фокусе землетрясения (с
рос । ом i уменьшается длина сейсмиче_хого
•ГШ).
Следует учесть еще одно соображение
при определении плоскости разлома по по-
। яркости первых импульсов, записываемых
и t сейсмических станциях. Рис. 2 относится
к скучаю, когда F-волна распространяется
по прямой ании от очага землетрясения
I* станции. Внутри Земли скорость сейсми-
ческих волн возрастает с глубиной, вслед-
। । ние чего сейсмические лучи искрив ляются
и i торону внешней поверхности. Луч, стар-
еющий из очага землетрясения и перво-
начально направленный вниз, будет изги-
1>аи>ся до точки наибольшего погружения,
и ытем выйдет на поверхность. Из рис. 3
видно, что длина сейсмического луча за-
висит от угла падения-угла между направ-
ившем луча и радиусом через точку очага.
Лучи, имеющие большой угол падения, вы-
ходят из источника близко к горизонтали,
и их длина меньше, чем длина луча с
малым углом падения.
По закону Снеллиуса параметр сейсми-
ческого луча р является сонстантой вдоль
шнного луча. Поскольку этот параметр
от ределяется формулой
rsini
Р =-----
v
(1)
тле v-скорость сейсмической волны на глу-
бине, соответствующей радиусу г, а ско-
рость возрастает с глубиной, ясно, что луч,
как утверждалось, достигает наибольшего
погружения (в вершине луча при i = 90°)
и возвращается к поверхности. Простой
i еометрический шализ [2] показывает, что
данные таблицы времен пробега сейсми-
ческих волн-время пробега Т и эпицент-
ральное расстояние Д- связаны соотно-
шением
dT г sin i
d& v
(2)
Если положить г равным радиусу Земли
и и-скорости волны на поверхности, то
величина dT/dk позволяет найти угол па-
дения соответствующего луча в точке фо-
куса.
Таким образом, зная длину любого лу-
ча, мы определяем угол его падения в нача-
льной точке. Эту важную идею впервые
в 1926 г. высказал Байерли.. Составлены
таблицы зависимости между эпицентраль-
ным расстоянием и углом падения [6].
(Данные станций с эпицентральным рас-
стоянием больше 180° или углами падения
лучей меньше 14° обычно не включаются
в таблицы, так как соответствующие лучи
достигают границы ядра.)
С помощью указанных таблиц устанав-
ливается связь импульсов сжатия и растя-
жения для разных станций с углами паде-
ния лучей. Отсюда определяется распре-
деление сжатий и растяжений на поверх-
ности нижней фокальной полусферы, окру-
жающей источник снизу. Положение луча,
распространяющегося к данной станции,
фиксируется на полусфере его азимутом
в направлении станции и углом падения,
полученным по расстоянию между стан-
цией и очагом.
Точки с нижней фокальной полусферы
переносятся на стереографическую проек-
цию. Их расстояние от центра проекции
дает угол падения, и азимут отсчитывается
по окружности проекции. На рис. 4 при-
веден окончательный результат для источ-
ника с плоскостью разлома типа сдвига
Сплошные кружки относятся к станциям,
регистрирующим сжатия, а белые кружки-
к станциям, регистрирующим растяжения.
Для разделения квадрантов сжатия и растя-
жения, как уже объяснялось, проведены но-
дальные линии. Они показывают, что две
возможные плоскости разлома слегка сме-
щены от направлений север-юг и запад-
восток. В стереографической проекции на-
блюдается эффект искривления изображе-
ний плоскости, так как сама плоскость,
пересекающая поверхность сферы, проек-
тируется на плоскую поверхность. Херманн
10 490
146
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
Рис. 4. Фокальный механизм очага землетрясе-
ния со смещением по простиранию разлома,
показывающий направление движения по транс-
формному разлому на Срединно-Атлантическом
хребте (простирание разлома почти широтное).
Полярность первых импульсов ясно определяет
обе нодальныс плоскости [9].
Смещение
по простиранию,
вертикальная
плоскость разлома
Смещение
по простиранию,
плоскость разлома
паЗает под £45°
Диаграмма излучения
поверхностных
волн
Смещение
по падению,
вертикальная
плоскость
разлома
Волны Волны
Дява Рэлея
О
Смещение
по падению 45°
Рис. 5. Фокальные механизмы и диаграммы из-
лучения поверхностных волн для четырех типов
разлома. Диаграммы излучения волн Рэлея и
волн Лява различаются. Все иллюстрируемые
разломы имеют меридиональное простирание.
Сравните верхний и нижний рисунки с рис. 4 и 6.
[3] подробно рассмотрел применение сте-
реографических сеток в анализе фокальных
механизмов.
Рисунок 5 показывает, как в стереогра-
фической проекции отображаются главные
типы разломов. Во всех четырех примерах
плоскость разлома простирается с севера
на юг, проходя через верхнюю точку фи-
гуры. Если бы простирание имело другое
направление, то вся картина повернулась
бы так, как показано на рис. 4 и 6. Если
плоскость разлома падает вертикально, то
отображающая ее линия проходит через
центр проекции, но при других падениях
эта линия смещается от вертикальной оси.
Например, если падение равно 45°, то
линия разлома начинается и кончается в
точках севера и юга, но уже не является
прямой. Крутопадающие плоскости раз-
ломов проходят вблизи центра проекции.
Черные и белые квадранты на рис. 5
представляют области соответственно сжа-
тия и растяжения, характеризующие гео-
метрию разлома. Четырехквадрантное изо-
бражение типа шахматных клеток представ-
ляет чистый сдвиг (скольжение по прос-
тиранию) с вертикальной плоскостью разло-
ма, как на рис. 4. Трехквадрантный пример
с рисунком, напоминающим «пляжный
мяч», относится к разлому со смещением
по падению, которое составляет здесь 45°
(четвертый квадрант находится на верхней
фокальной полусфере). В этом случае цент-
ральная область относится к сжатию для
надвигов и к растяжению (как показано на
рисунке) для сбросов. Сочетание смещений
по падению и простиранию также показано
на рис. 5 После небольшой практики эти
диаграммы удается быстро различать меж-
ду собой.
Процедура построения диаграмм весь-
ма проста. По сейсмограммам находят зна-
ки первых вступлений и соответствующие
им точки наносят на стереографическую
проекцию, после чего определяются но-
дальные плоскости. Лучше всего поляр-
ность первых импульсов устанавливается
на записях вертикальной компоненты
длиннопериодных сейсмографов, приня-
тых, например, в Мировой стандартизован-
ной сети сейсмических станций (WWSSN).
При достаточной точности данных вся про-
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
147
Рис. 6. Фокальный механизм и диаграмма излучения поверхностных волн для землетрясений по
нормальным разломам в Индийском оксане. По первым импульсам определяется плоскость разлома
с простиранием примерно по широте и падением на север. Вторая нодальная плоскость устанавлива-
ется из сравнения различных диаграмм излучения поверхностных волн.
цедура отнимает самое большее несколько
часов и дает нодальные плоскости, согла-
сующиеся в среднем с распределением экс-
периментальных точек.
Однако часто первые вступления не поз-
воляют найти нодальные плоскости. Дело
в том, что чем дальше сейсмологическая
станция удалена от очага, тем ближе к
центру проекции находится отображающая
ее точка. Если мы располагаем лишь экспе-
риментальными точками, попадающими в
окрестность центра проекции (как при зем-
летрясениях в океанах, когда станции обыч-
но удалены от очага), то положение но-
дальных плоскостей будет весьма неопре-
деленным. По землетрясениям от очага со
смещением по простиранию получается
отчетливая разломно-плоскостная диа-
грамма, так как нодальные плоскости при
этом проходят вблизи центра проекции, но
очаги со смещением по падению часто не
дают надежной информации, поскольку ни
одна из нодальных плоскостей не проходит
в окрестности центра проекции. Например,
чистый надвиг с падением 45° отображает
лишь сжатие в центре диаграммы, что и
позволяет интерпретировать разрыв как
надвиг, но никакой другой информации
о разрыве мы не получаем.
Указанные трудности нередко можно
ю»
148
ОПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОСКОСТИ РАЗРЫВА
преодолеть, если обратиться к поверхно-
стным волнам [5]. Их анализ несколько
сложнее по сравнению с объемными вол-
нами, и здесь мы ограничимся лишь схе-
матическим пояснением метода. Он сос-
тоит в построении диаграммы излучения
поверхностных волн по их амплитудам в
зависимости от азимута. На рис. 5 при-
ведены теоретические диаграммы излуче-
ния для двух типов поверхностных волн-
волн Рэлея и Лява. Эти диаграммы сущест-
венно отличаются друг от друга: для верти-
кальной плоскости разлома со смещением
по простиранию обе диаграммы имеют
четыре лепестка, а в случае смещения по
45°-ному падению плоскости разлома полу-
чается для волн Лява четырехлепестковая,
а для волн Рэлея - двухлепестковая диа-
грамма
Чтобы провести анализ по поверхност-
ным волнам, сейсмограммы оцифровы-
ваются, и к цифровым данным применяется
Фурье-анализ, дающий амплитудный
спектр. Поскольку станции располагаются
на разных расстояниях от источника, вво-
дятся соответствующие поправки. Полу-
ченные из спектрального анализа ампли-
туды наносятся на графики в зависимости
от азимутального угла. С этими экспери-
ментальными данными сравнивают теоре-
тически рассчитанные диаграммы излуче-
ния. Реально наблюдаемые диаграммы из-
лучения поверхностных волн выглядят сло-
жно, но по ним можно найти геометрию
разрыва, определяя направления макси-
мальной (пучность) и минимальной (узел)
амплитуды. Пример, в котором устанав-
ливается лишь одна плоскость разлома,
приведен на рис. 6 [37]. Вторая нодальная
плоскость определяется из сравнения теоре-
тической диаграммы излучения поверхно-
стных волн (гладкая линия) с эксперимен-
тальными данными (ломаная линия1.
Определение механизмов землетрясений
стало обычной процедурой после органи-
зации Мировой стандартизованной сети
сейсмических станций в начале 1960-х гт.
Появившиеся вскоре мировые данные сыг-
рали решающую роль в разработке текто-
ники плит, так как позволили выполнить
классические исследования землетрясений,
происходящих в районах срединно-океани-
ческих хребтов, трансформных разломов
[9] и желобов [4]. В настоящее время
определение фокальных механизмов-стан-
дартная процедура, легко выполнимая по
данным Мировой сейсмической сети.
Решение тектонических задач часто тре-
бует определения механизмов землетрясе-
ний, происходивших в прошлом, до 1962 г.,
и, следовательно, не попавших в бюллетени
Мировой сети. Для этой цели с успехом
используются старые данные, включая ин-
формацию о крупнейших землетрясениях.
Примерно с 1930-х гг в Международный
центр сейсмических данных поступали дан-
ные о первых вступлениях сейсмических
волн. Число экспериментальных точек для
каждого землетрясения существенно мень-
ше того, которое имеется в современных
сводках, насчитывающих по 40 50 точек.
Например, Стейн и Окал [8], исследуя зем-
летрясение на Восточно-Индийском хребте,
смогли использовать лишь данные 16 стан-
ций. Поскольку старые данные получены на
нестандартизованной аппаратуре, они ча-
сто противоречивы и их следует исполь-
зовать с осторожностью. Несмотря на это
ограничение, иногда, если по имеющимся
данным построена одна нодальная плос-
кость, возможно определить фокальный
механизм, используя наблюдения поверх-
ностных волн, причем в обработку следует
включать несколько согласованных запи-
сей. Естественно, такое решение отнимает
значительно больше времени, чем обра-
ботка современных данных.
Результаты по фокальным механизмам
находят важное применение в новой гло-
бальной тектонике при определении карти-
ны движений плит. Без этих результатов
фактически было бы невозможно устано-
вить о' носительное движение плит в райо-
нах срединно-океанических хребтов, транс-
формных разломов и зон субдукции. В
настоящее время движения на границах
плит хорошо изучены и методы опреде-
ления фокальных механизмов землетрясе-
ний все шире применяются к изучению
районов современной деформации внутри
плит.
Сет Стейн (Seth Stein, Dept, of Geo-
logical Sciences, Northwestern Uni-
versity, Evanston, Illinois 60201).
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
149
ЛИТЕРАТУРА
1. Boore D.M., 1977, The motion of the ground in
earthquakes, Sci. American 237, 68 78.
2. Sullen K. E„ 1965, An Introduction to the Theory
of Seismology, 3rd ed. Cambridge: Cambridge
University Press.
3. Hermann R. B., 1975, A student’s guide to the use
of P and S wave data for focal mechanism
..^termination, Earthguake Notes, 46, 29-38.
4. I sacks B„ Oliver J. and Sykes LR„ 1968, Seismo-
logy and the new global tectonics, Jour. Geophys.
Research 73, 5855-5899.
5. Kanamori H.. 1970, Synthesis of long period sur-
face waves and its application to earthguake
source studies Kurile Islands earthguake of Oc-
tober 13, 1963, Jour. Geophys. Research 75,
5011-5027.
6. Pho H.~T. and Веке L, 1972, Extended distances
and angles of incidence of P waves, Seismol. Soc.
America Bull. 62, 885-902.
7. Stein S., 1978, An earthguake swarm on the
Chagos-Laccadive Ridge and its tectonic impli-
cations, Royal Astron. Soc. Geophys. Jour. 55,
577-588.
8. Stein S. and Okal E.A., 1978, Seismicity and tec-
tonics of the Ninety-east Ridge area: evidence for
internal deformation of the Indian plate, Jour.
Geophys. Research 83, 2233-2246.
9. Sykes L. R„ 1967, Mechanism of earthquakes and
nature of faulting on the midocean ridges, Jour.
Geophys. Research 72, 2131-2153.
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ)
СКЛАДКИ
Определение и употребление термина. Опро-
кинутая (лежачая) складка -это складка,
осевая поверхность которой почти горизон-
тальна, причем вариации падения и погру-
жения осевой поверхности допускаются в
пределах 10° [7. 17]. Эта сомкнутая нейт-
ральная структурная форма не является ни
синформой, ни антиформой. К лежачим
складкам относят складки с нулевым пог-
ружением, но падением осевой плоское ги
менее 45°. Такое употребление данного тер-
мина частично объясняется тем, что многие
складки в региональном масштабе имеют
практически горизонтальные осевые повер-
хности, но локально встречаются большие
углы падения этих поверхностей (рис. 1).
Далее применение термина осложняется,
если первоначально лежачая складка (в уз-
ком смысле этого понятия i подвергается
вторичному складкообразованию. Более
того, лежачими называли некоторые склад-
ки с почти вертикальными осевыми поверх-
Рис. 1. Крупная лежачая складка с локальными
вариациями падения осевой плоскости 4 анти-
форма, В-лежачая складка, С синформа [7].
ностями и погружением оси 80°. Причиной
одинаковой терминологии является то, что
все нейтральные (сомкнутые) складки име-
ют горизонтальное залегание в двух изме-
рениях, независимо от истинного залегания
шарнирной линии.
Опрокинутые складки (первое описание
их дал Ван дер Линт в 1841 г. по наблюде-
ниям в Гларнских Альпах) имеют разный
масштаб, от микроскладок до структур с
амплитудами в десятки километров. Если
опрокинутое крыло складки имеет длину
более 5 км, то структуру называют склад-
чатым покровом. Он в корне отличается от
надвигового покрова, опрокинутое крыло
которого частично или полностью срезано
разломом. Хейм [11] исследовал эволю-
цию перехода крупномасштабных лежачих
складок в тектонические покровы (рис. 2).
Вторичные структуры, связанные с лежа-
чими складками, отражают условия дефор-
мирования, существовавшие на всем протя-
жении складкообразования. Они включают
паразитические складки, стремящиеся к мо-
ноклинной симметрии на крыльях и к орто-
ромбической симметрии у шарнира (рис. 3).
Опрокидывание, или вергентность, этих
структур указывает направление смещения
в главной структур?
В однородном и в данном случае плос-
ком напряженном состоянии развивается
кливаж осевой плоскости, или расслоение,
ориентированное по оси максимального
напряжения Ртах. Преобладающая реакция
более жестких слоев на напряжения сво-
дится к растяжению вплоть до образования
будинажа, который часто наблюдается на
крыльях лежачих складок. Присутствие бу-
дин можно с успехом использовать в ка-
честве критерия, помогающего различать
150
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
механизмы генерации лежачих складок. Бу-
динаж развивается перпендикулярно нап-
равлению минимального напряжения Pmin и
обычно удлинение параллельно оси склад-
ки и осям связанных с ней вторичных скла-
док. Линейные элементы, такие, как зерна
кварца стержневидной формы и удлинен-
ные гальки наряду с другими упорядочен-
ными объектами, ориентированными па-
раллельно оси складки Р, в целом свиде-
тельствуют о стягивающей деформации в
ядре главной складки. Эта линейность ред-
ко располагается перпендикулярно оси Р,
но появляется именно в аксиальной плоско-
сти, свидетельствуя о горизонтальном сжа-
тии и максимальной деформации в направ-
лении транспортировки пород. Исследова-
ния каледонской складчатости показали,
что в первой фазе образования лежачих
складок часто формируются вторичные по-
перечные складки с осями, примерно пер-
пендикулярными горизонтальной оси глав-
ной лежачей складки, и с одинаковой ори-
ентацией осевых плоскостей. Образование
Рис. 2. Схематические разрезы, иллюстрирую-
щие развитие тектонических покровов из лежа-
поперечной складчатости вызывается гори-
зонтальными силами. Последующие дви-
жения приводят к новому складкообразова-
нию в отдельных слоях и кливажу (или
расслоению) в осевой плоскости, часто пе-
реходящему в кливаж скольжения (рис. 3).
Возможные механизмы образования ле-
жачих складок. Теоретически возможны
Рис. 3. Общая диаграмма возможных вторичных структур, связанных с ныряющей лежачей склад-
кой. а моноклинные паразитические складки; б-орторомбические паразитические складки; в кли-
важ осевой плоскости или листоватость; г-будины; д стержневидный кварц, удлиненные гальки и
т.п.; е-косая складчатость; эк-кливаж скольжения; з-ритмическая слоистость; [} ось складки;
у направление в сторону более молодых пород.
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
151
разные механизмы образования лежачих
складок: эффект перекатывания, когда
верхнее крыло складки перекатывается че-
рез шарнир и затем становится нижним
крылом; результат жесткости верхнего (или
нижнего) крыла, растягивающего нижнее
(или верхнее) крыло и образующего в пре-
деле надвиг (рис, 2) (или отстающий раз-
лом в верхнем крыле); влияние ядра склад-
ки, удлинившегося относительно верхнего
и нижнего крыльев и вызвавшего растяже-
ние обоих крыльев, общее удлинение перво-
начальной складки при региональном упло-
щении. Хадлстон [13], исследуя лежачие
складки в ледниковых покровах, предло-
жил механизм однородного простого ска-
зывания, действующего на сложную струк-
iypy слоев с небольшими возмущениями,
которые первоначально ориентировались
под малым углом к направлению скалы-
вания и затем нарастали на неоднородно-
с!ях субстрата под деформируемым слоем
(см. также работу Рамзи и др. [14] о роли
скалывания в развитии Гельветских покро-
вов Швейцарии).
Во многих случаях трудно ответить на
вопрос, какой из перечисленных выше ме-
ханизмов реализуется в действительности,
и решение проблемы возможно лишь при
шальном исследовании всей структуры;
и,шример, Дерни и Рамзи [6] для этих
целей измерили суммарные деформации в
(ежачих складках Гельветских покровов
А льп на основе анализа синтектонического
роста кристаллов.
Альпийские лежачие складки. Многие
лежачие складки описаны в Швейцарских
\пьпах, составляющих часть Альпийского
«кладчатого пояса. Именно эти наблюде-
нии позволили разработать представления
о крупномасштабных надвигах и складча-
। ых покровах, и независимо от их соответ-
( I ния наблюдениям они стали моделью
многих других складчатых поясов. Клас-
i ическая теория образования Альп изло-
жена Колле [3], в дальнейшем Руттен [15]
описал альпийскую геологию с обзором
про1иворечивых взглядов.
Работы по альпийским структурам
были связаны с концепцией Аргана [1].
• юг автор предполагал, что Альпы сфор-
мировались из эмбриональных кордильер
на дне океана Тетис, каждая из которых
под действием горизонтального сжатия
постепенно перерастала в лежачие складки
и затем в гигантские складчатые покровы.
Развивавшиеся кордильеры влияли на осад-
ки, отлагавшиеся на их флангах и гребнях
во время геоисинклинальной фазы (флиш)
альпийской орогении. В дальнейшем, когда
покровы выступили из воды на истинно
орогенной стадии развития, происходила
быстрая эрозия, сформировавшая молассу.
Эта всеохватывающая теория включает и
идею о закрытии узкого канала между Ев-
ропой и Азией (рис. 4).
Арган и др. (см. [15]) предполагали, что
громадные структуры, наблюдаемые в вер-
шинной зоне и в туннелях Альп (например,
в Симплонском), можно экстраполировать
на большие расстояния по простиранию
складчатого пояса, выше и ниже осевых
депрессий и поднятий. Они считали, что
покровы сложены однородными осадоч-
ными фациями и образовались из опреде-
ленной части геосинклинали (рис. 4, а).
Однако в других работах (см [15]), вклю-
чая публикацию Аргана [1], единство фа-
ций ставилось под сомнение. Ряд авторов
не соглашались с идеей непрерывных по-
кровов, предполагая, что покровы имеют
очень короткие оси и являются кулисо-
образными, т.е. лопастными структурами.
Руттен [15] подчеркивал, что Арган и
др. использовали метод продолжения мар-
кирующего горизонта в недоступную для
наблюдений область, что часто приводило
к ошибочному удвоению пластов, т.е. к
объединению повторяющихся горизонтов,
образующих воздушные антиформы в под-
нятиях и замках синклинальных складок
под необнаженными районами.
Интерпретация на основе маркирую-
щих горизонтов, образующих серии лежа-
чих складок, основана на допущении после-
довательного развития покровов [11]
(рис. 2). Такое развитие редко подтвержда-
ется наблюдениями, так как отдельные
складчатые пояса в Альпах характеризу-
ются простыми складками, чешуйчатостью
крутых взбросов, лежачими складками или
субгоризонтальными плоскостями разло-
мов. Более поздний анализ показал, что во
многих отмеченных примерах с повторяю-
152
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
Рис. 4. Серия разрезов, показывающих образование Альп из геосинклинали Тетис со стадией
эмбриональных кордильер в интервале от каменноугольного периода (а) до среднего олигоцена
(з-м). l-форланд, или Евразия; Г - мобилизированный форланд, центральные массивы; 2-эпи-
континентальная зона, современные Гельветиды; 3, 5, 7- геосинклинальные бассейны или передовые
прогибы; 4, 6 Пеннинские покровы, образовавшиеся за счет эмбриональных кордильер; 8 -Предаль-
пы [15]-
щимися маркирующими горизонтами на са-
мом деле реализуется нормальное стратиг-
рафическое залегание с серией надвинутых
пластин. Поэтому остается некоторое сом-
нение относительно распространенности
лежачих складок в Альпийском поясе.
Наилучшим и наиболее хорошо уста-
новленным примером складчатого покрова
является покров Морклс, относящийся к
молодым Гельветским покровам (рис. 4 и
5). Основная часть Гельветид состоит из
надвиговых пластин (например, знамени-
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
153
1-6 4
Рис. 5. Поперечные разрезы Гельветских покровов, показывающие скручивание более молодого
покрова Морклс внутри вышележащих и более ранних покровов. 1 -средние Предальпы; 2-улътра-
|сльветские покровы; 3-кристаллический фундамент. Цифрами 1-6 обозначены складки покрова
1расберг.
гый покров Гларус), что объясняется глав-
ным образом включением в их состав мас-
сивных известняков, устойчивых к сжатию
в складки. Предальпийская зона, наоборот,
имеет более разнообразный состав отложе-
ний, легче поддающийся деформации, а
следовательно, и большую долю лежачих
складок.
Ирония заключается в том, что альпий-
ские структуры были использованы в ка-
честве модели механизма горизонтального
сжатия между двумя жесткими блоками, но
именно предальпийские структуры привели
Шардта [16] к предположению о механиз-
ме гравитационного скольжения, приведше-
। о к относительно тонким предальпийским
лежачим складкам (см. Тектоника гравита-
ционного скольжения).
Гравитационное скольжение действует в
соответствии с принципом, согласно кото-
рому каждая частица одинаково испыты-
вает действие гравитационных сил, но в то
же время эти силы передаются всему мас-
сиву. В результате под действием силы
1 я жести тонкие пластины могут переме-
та гься на большие расстояния без складко-
ооразования [2, 5].
Фронтальная зона многих альпийских
покровов содержит множество лежачих
складок, нижние крылья которых, по-види-
мому, не утонены (рис. 6). Этот факт
указывает на движение вперед нормального
крыла и его перекатывания по опрокинуто-
му. Такое складкообразование подобно
прибойным волнам на берегу орогенного
пояса и свидетельствует о механизме гра-
витационного скольжения. Смятие покрова
происходит в тех местах, где он сильнее
сопротивляется движению, т.е. во фрон-
тальной части (вследствие сопротивления
волочению) или в тыльной части (если дей-
ствует толкающая сила). Если бы волоче-
ние было следствием более высокого распо-
ложения пластины, то складкообразование
захватило бы весь покров (а не только его
фронт).
Чтобы сила тяжести вызывала скольже-
ние, пластина должна иметь некоторый
наклон, благодаря которому при движении
пород вниз образуются большие покровы,
сопровождаясь надвигами и лежачими
складками. Склон становится поверх-
ностью срыва. Формирование склона Хар-
манн [8] связывал с вертикальными движе-
ниями земной коры, обусловленными кос-
мическим фактором, а Ван Беммелен [18]
предполагал подъем коры вследствие физи-
ко-химических преобразований в мантии,
приводящих к увеличению объема (см.
Теория ундаций и Тектоника гравитацион-
ного скольжения). Неконсолидированные
осадки покрова (эпидермис) вместе с верх-
154
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
Рис. 6. Часть Предальпийской зоны. Лежачие складки с перевернутыми, но неутолщенными крыль-
ями (например, гравитационной тектоники).
ней частью фундамента и покрывающей
его толщей (мезодермис) скользят и опол-
зают, образуя так называемый геотумор; в
процесс могут вовлекаться глубинные миг-
матиты и зоны гранитизации (батидермис).
В дальнейшем опускание геотумора ведет к
наклону поверхности срыва в противопо-
ложную сторону, в результате чего иногда
проявляется обратное скольжение пород, и
этим можно объяснить обратную складча-
тость типа Пеннинских покровов (рис. 4).
Ван Беммелен предполагал, что геотумор
пульсирует и также мигрирует со временем
(например, Зондская дуга) и постепенно
сталкивает покровы, образовавшиеся на
более раннем возвышении геотумора.
Хизен и Дрейк [10] считали, что активи-
рующий гравитационный потенциал в этом
процессе создается благодаря континен-
тальному склону, с которого происходит
общее оползание всей неконсолидирован-
ной массы и возникают мутьевые потоки.
Кроме того, они указывали на общее сколь-
жение масс покровного типа, состоящих из
консолидированного материала, по конти-
нентальному склону, особенно там, где
подводный рельеф зила океанических жело-
бов. Это предположение хорошо согласу-
ется с современными теориями, по кото-
рым океанические прогибы являются совре-
менными геосинклиналями.
Считается, что многие сползающие мас-
сы приходят в движение благодаря быстро-
му накоплению осадков на флангах впадин
или геосинклиналей. С ростом нагрузки
поровое давление флюидов в породах уве-
личивается быстрее, чем уходит захвачен-
ная вода. Избыточное давление флюидов
раздвигает частицы пород, обусловливая
поведение осадков, подобное тиксотропной
жидкости, т.е. оползание и затем уплотне-
ние после того, как избыточное давление
исчезает. Трение при волочении под фрон-
тальной подошвой оползающей массы при-
водит к более дальнему перемещению верх-
ней части массива по сравнению с его
подошвой, и таким образом возникает оп-
рокидывание. Во флюидном состоянии
осадки сохраняют сцепление, препятству-
ющее разрушению их формы. С исчезнове-
нием избытка воды движение прекращается.
Затем оползневые массы начинают нагро-
мождаться на первоначальную складку,
действующую как дополнительное сопро-
тивление, преодолевая которое следующая
складка выталкивает свой избыток поровой
воды. Таким механизмом можно объяс-
нить образование лежачих оползневых
складок.
Аналогичный механизм с избыточной
поровой водой для объяснения происхож-
дения покровов предложили Хабберт и
Руби [12] Они показали, что при отноше-
нии литостатического давления к поровому
0,9 слой толщиной 5 км может перемес-
ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ) СКЛАДКИ
155
гиться по склону 3,3° на расстояние 106 км,
если не происходит разрушение и не уходит
поровая вода. Эффект плавучести усили-
вается за счет подъема воды и газов из
нижележащих зон метаморфизма и грани-
। изации.
Примером системы лежачая складка-
покров, образовавшейся, как считают, пу-
1см гравитационного скольжения, явля-
ются каледониды Шотландии-зона покро-
вов Илтей-Баллаппел (см. [4]). Эта струк-
iypa сложена верхнедокембрийскими -ниж-
непалеозойскими породами, испытавшими
по крайней мере четыре фазы деформации
и метаморфизма. Последние три фазы на-
гожились на складчатый покров Тей (обра-
ювался с обращением на юго-восток и
имеет опрокинутое крыло шириной по край-
ней мере 20 км вкрест простирания) и шесть
(кладчатых покровов вблизи надвига Ши-
чаллиан (который обращен на северо-за-
пад). Между этими складками находится
вертикальная синклиналь. Вся сформиро-
вавшаяся при этом грибообразная структу-
ра отделена от покровов Баллаппел (кото-
рые обращены на северо-запад) большим
< мещением по надвигу Илтей. Следующие
факты учитывались при доказательстве
1 лубокопроникающих гравитационных Пе-
шков:
1. Слои вдоль осевых поверхностей
складок резко изменяют свои мощности.
2. Наблюдается очень большое увели-
чение амплитуды складок вдоль стратигра-
фического разреза.
3. В тылу складок отсутствует заглуб-
юнная корневая зона (рис 4).
Шаклтон (см. [4]) показал, что в шар-
нирной зоне складчатого покрова Тей обра-
щение вниз было вызвано более поздним
шизодом деформации с образованием
антиклинальной синформы. Этот вывод
был сделан из определения направления
омолаживания (осадочных формаций) по
кливажу осевой плоскости, который ори-
•широван (рис. 3) вверх или вниз в анало-
гично обращенных в тех же направлениях
ск задках (единственный метод определения
направления, в котором обращены лежачие
складки).
Упоминавшиеся оползневые складки
и ж группы покровов, включая зоны Пре-
Рис. 7. Примеры батидермальных структур во
Франц-Иосиф-фьорде на востоке Гренландии с
образованием лежачих складок. В инфраструкту-
ре эти структуры маркируются полосами амфи-
болитов; большая часть глобальной структуры
опущена, а симметричный мигматитовый ку-
пол шириной 20 -40 км; б лобообразные струк-
туры с односторонним фронтом, некоторые из
них переходят в языковидные структуры покров-
ного типа, протягивающиеся по горизонтали на
100 км; в-двусторонние лобообразные («грибо-
видные») структуры воздымаются из поднятых
мигматитовых и гранитных диапиров; г-типич-
ный пример мигматитового комплекса [9].
дальпийскую, Гельветскую и Илтей-Бал-
лаппел, содержат лежачие складки эпидер-
мального типа, образовавшиеся в супрак-
рустальных породах. Пеннинские покровы
с ядрами из пород фундамента относятся к
мезодермальному типу. Халлер [9] описал
структуры батидермального типа на восто-
ке Гренландии, связанные с крупномасш-
табными лежачими складками (см. также
рис. 7)-
«Под влиянием каледонской гранитиза-
ции мощная серия докембрийских осадков
образует складки и в более глубоких частях
156
ОПУСКАНИЕ АТЛАНТИЧЕСКИХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
горной области полностью преобразуется
по составу и структуре. Селективный при-
ток материала приводил к воздыманию
центральной зоны с образованием куполо-,
лобо- и грибообразных форм, которые за-
полняли всю активную область орогенного
пояса».
Этот процесс управляется гравитацион-
ным механизмом. Вследствие теплового
расширения нижние части орогенного
пояса разуплотняются, при этом возможно
также частичное плавление, и под дейст-
вием сил плавучести поднимаются в выше-
лежащие слои аналогично соляным купо-
лам (см. Галокинез), пока их плотность не
становится достаточно малой. На этой глу-
бине материалу легче растекаться в сто-
роны, чем подниматься вверх. В процессе
такого растяжения образовались крупно-
масштабные лежачие складки. Аналогич-
ный эффект диапирового поднятия наблю-
дался в экспериментах на центрифугах (см.
Экспериментальные методы определения
деформаций).
Заключение. Вызывает большие сомне-
ния предположение об образовании лежа-
чих складок всех масштабов только в ре-
зультате горизонтального сжатия. С дру-
гой стороны, имеются веские доводы в
пользу того, что один гравитационный ме-
ханизм может создавать лежачие складки
просто путем перемещения масс из неус-
тойчивого положения, в которое они по-
падают при вертикальных движениях зем-
ной коры. Лежачие складки образуются
при скольжении с сохраняющимся общим
сцеплением слоистых пород и опрокидыва-
нии их вследствие сопротивления волоче-
нию. Почти горизонтальное расположение
осевой плоскости лежачих складок отра-
жает равновесие пород в гравитационном
поле Земли.
Данкен Франс (Duncan France. Elf
(UK) Oil Exploration and Production,
Knightsbridge House, 197 Knights-
bridge, London SW7 1RZ, England)
ЛИТЕРАТУРА
1. Argand E„ 1916, Sur Гаге des Alpes Occidenta-
ls, Eclogae Geol. Helvetian 14, 145191.
2. Bucher W. H., 1956, Role of Gravity in Oroge-
nesis, Bull. Geol. Soc. of America 67, 1295-1313.
3. Collet L. W., 1927, The Structure of the Alps.
London: Arnold, 289 p.
4. Craig G. Y„ ed., 1965, The Geology of Scotland.
Edinburgh: Oliver and Boyd, 472 p.
5. DeJong K. A. and Scholten R.. eds., 1973, Gravity
and Tectonics. New York: John Wiley and Sons,
502 p.
6. Durney D. W. and Ramsay J.G., 1973, Incremen-
tal strains measured by syntectonic crystal
growth, 67 96 in К A. De Jong and R Scholten,
eds., Gravity and Tectonics. New Jork: John
Wiley and Sons.
7. Fleuty M.J.. 1964, The description of folds,
Geol. Assoc. Canada Proc. 75, 462-492.
8. Haarmann E., 1930, Die Oszillationtheorie. Stut-
tgart: Enke, 260 p.
9. Haller J., 1956, Probleme due Tiefenbektonik
Banfonnen in Migmatit-Stockwerk der Ostgron-
landischcn Kaledoniden, Geol. Rundschau 45,
159-167
10. Heezen В. C. and Drake C. L., 1963, Gravitatio-
nal tectonics, turbidity currents, and geosynclinal
accumulations in the continental margin, in
Syntaphral Tectonics and Diagenesis, A Sym-
posium. S. W. Carey, ed., University of Tasma-
nia.
11. Heim A., 1921, Geologic der Schweitz, II (1). Die
Schweiz Alpen. I. Leipzig: Tauchnitz, 476 p.
12. Hubbert M.K. and Rubey W.W., 1959, Role of
fluid pressure in mechanics of overthrust faul-
ting. Geol. Soc. America Bull. 70, 1047-1078.
13. Hudleston P.J., 1977, Similar folds, recumbent
folds and gravity tectonics in ice and rocks. Jour.
Geol. 85, 113-122.
14 Ramsey J. A., Casey M and Kligfeild R.. 1983,
Role of shear in development of the Helvetic
told-thrust belt of Switzerland.
15. Rutten M.G., 1969. The Geology of Western
Europe. Amsterdam: Elsevier, 474 p. (Имеется
русский перевод: Руттен М.Г. Геология За-
падной Европы.-М.: Мир, 1972.)
16. Schardt Н.. 1893, Sur 1’origine des Prealpes ro-
mandcs, Eclogae Geol. Helvctiae 4, 129 142.
17. Turner F. J. and Weiss L.E.. 1963, Structurale
analysis of metamorphic tectonics. New York:
McGraw-Hill, 512 p.
18. Van Bemmelen R. W„ 1954, Mountain Building.
The Hague: Martinus Nijhoff, 177 p. (Имеется
русский перевод: Ван Беммелен Р. Горообра-
зование, ИЛ, 1956.)
ОПУСКАНИЕ АТЛАНТИЧЕСКИХ
КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
Континентальные окраины восточной
части США образовались, как полагают, в
то время, когда в позднем триасе или
ранней юре начался спрединг Срединно-Ат-
лантического хребта с расколом ранее су-
ществовавшего континента. Помимо дан-
ОПУСКАНИЕ АТЛАНТИЧЕСКИХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
157
ных палеореконструкции континентов та-
кую интерпретацию подтверждают сле-
1ующие факты:
1. Наблюдаемое общее направление
морских магнитных аномалий часто, но не
всегда параллельно простиранию окраин. В
некоторых случаях могут быть установлены
сегменты трансформных разломов первич-
ного раскола, сопоставимые с актив-
ными сегментами современного хребта
(см., например, 9 [9]).
2. Между континентальной и океаничес-
кой корой наблюдается резкий переход.
)тот переход труднее наблюдать в местах
обширного наращивания окраины дельта-
ми рек или карбонатными банками, как на
побережье Мексиканского залива или там,
|де вулканические постройки нарастали на
океаническое дно.
3. Обширные излияния лав основного
состава и образование нормальных сбросов
происходили на суше во время раскола
континентов, например в течение триаса на
востоке США. Эти черты четко устанавли-
ваются вдоль очень молодых окраин, в
частности в Красном море.
4. Мощность и возраст океанических
осадков достигают самых больших величин
вблизи окраины В некоторых случаях
(пока океан был еще узким) формировались
соленосные отложения.
Другие окраины, похожие на восточное
побережье США, развиты по обеим сторо-
нам Атлантического океана, вокруг Афри-
ки и Австралии, исключая Средиземное
море и Новую Гвинею, вокруг большей
•мсти Антарктики и берегов в Индии и в
I вразийском бассейне Северного Ледови-
юго океана Вулканизм, глубокофокусные
(смлетрясения и современные деформации
коры обычно отсутствуют на этих окраи-
нах. Мы называем их континентальными
окраинами атлантического типа в отличие
oi активных окраин Тихого океана. Другие
шрмины: буксируемая окраина (нежелате-
пси, поскольку в некоторых случаях абсо-
чютная скорость движения окраины нап-
равлена в сторону океана); пассивные, асейс-
мичные и спокойные окраины (эти термины
могут быть ошибочно отнесены к окраинам
юн субдукции или трансформных разло-
мов дуга-дуга в том случае, когда движе-
ния по ним прекратились): окраины раскола
и миогеосинклинали [4] и паралиагеосинкли-
нали [7].
Прибрежная равнина и континенталь-
ный шельф востока США подстилаются
линзой осадков, мощность которых увели-
чивается в сторону моря примерно до 5 км
на бровке шельфа и уменьшается при уда-
лении от линии водопадов (около точки
US 1 между штатами Джорджия, Нью-Йорк
и к северу несколько мористее). Эти осадки
указывают на обширное относительное
опускание различных частей шельфа срав-
нительно друг с другом с уровнем моря,
поскольку большая часть отложения пред-
ставлена мелководными или континенталь-
ными осадками [2]. Прогиб под атланти-
ческим континентальным шельфом США в
целом напоминает разрезы миогеосинкли-
нали, обнажающиеся на суше.
История опускания атлантических кон-
тинентальных окраин может быть просле-
жена путем сравнения окраин различного
возраста. Африканские рифтовые долины
представляют возможную, но не обязатель-
ную стадию, предшествующую разрыву,
так как скорость растяжения в них значи-
тельно меньше скорости спрединга на хреб-
тах.
Обшее поднятие Африканской плат-
формы в области рифтовых долин очевид-
но. Прибрежные поднятия происходят вдоль
молодых окраин таких районов, как Крас-
ное море. С ранними стадиями раскола
континентов связано образование много-
численных разломов и обширный базаль-
товый вулканизм. Раннекайнозойские окра-
ины таких районов, как Норвегия и Южная
Австралия, имеют структуры, более или
менее связанные с расколом, а также приз-
наки опускания. Среднемеловые окраины,
такие, как побережье Южной Атлантики,
испытали погружение. На позднетриасовой
окраине востока Северной Америки разло-
мы, вызванные расколом континентов, ока-
зались в некоторых районах глубоко погре-
бенными, но в нескольких рифтах триасо-
вого возраста все еще доступны наблюде-
нию..
Рифтовые структуры, образующиеся во
время раскола континентов, лучше всего
можно объяснить напряжениями, вызыва-
158
ОПУСКАНИЕ АТЛАНТИЧЕСКИХ КОНТИНЕНТАЛЬНЫХ ОКРАИН
ющими разрыв континентальной коры, и
гравитационными напряжениями, возника-
ющими на отделившемся краю менее плот-
ной континентальной коры Начальная ста-
дия растяжения носит диффузионный ха-
рактер до тех пор, пока не сформируется
окончательный рисунок хребтов и транс-
формных разломов. Широко развитое опус-
кание верхней мантии и замещение ее го-
рячим материалом весьма вероятны в это
время. Термическое расширение изначаль-
но относительно холодной литосферы мо-
жет вызывать общее поднятие в районе
раскола, как это происходило вокруг Крас-
ного моря.
Нижняя часть коры, вероятно, становит-
ся вязкой в период раскола и вследствие
растягивающих усилий возникает шейка,
приводящая к разрыву, чему способствуют
гравитационные силы, возникающие за
счет разницы в плотности океанической и
континентальной коры. Верхняя часть коры
становится хрупкой и разрывается, образуя
рифтовые долины [1]. Обширные основные
интрузии сопровождают раскол и являются
дополнительной нагрузкой на кору. Быст-
рое погружение вследствие этого утонения
и нагрузки, таким образом, накладывается
на поднятие, вызванное термическим рас-
ширением. В какой-то момент срединно-
океанический хребет начинает разрастать-
ся, а тектоническая активность вдоль окра-
ины ослабевает. Поднятие континента за-
медляется за счет термического сжатия,
происходит размыв и региональная изоста-
тическая компенсация под тяжестью осад-
ков молодого океанического дна. Поднятие
окраины будет приводить к изменению
направления течения крупных рек, дрени-
рующих континент, создавая локальные ис-
точники осадков, которые доминируют, за
исключением тех рек, которые попадают в
крупные рифтовые долины, протягиваю-
щиеся внутрь континента. После отрезка
времени, охватившего большую часть
юрского периода на восточном побережье
США, высота континентальной окраины
снизилась до уровня моря. Дальнейшее
прогибание запечатлено в осадочном разре-
зе, а тяжесть осадков впоследствии увели-
чила амплитуду проседания
Характер опускания атлантического
континентального шельфа подобен умень-
шению высоты срединно-океанического
хребта при движении от него и, таким
образом, может быть связан с термическим
сжатием литосферы. Мощность осадков
увеличивается до конечного значения в те-
чение 50 млн. лет, а затем уменьшается по
экспоненте:
Мощность осадков = Конечная мощ-
ность х [1 — ехр(г/50 млн. лет], где г-вре-
мя, измеренное от начала осадконакопле-
ния, величина положительная. Другие тер-
мические события помимо раскола конти-
нентов могут способствовать термическо-
му сжатию, подчиняясь этой связи. По-
скольку океаническая кора сжимается так
же, как континентальная, части шельфа,
подстилаемые океанической корой, опуска-
ются подобно нормальным шельфам. Зави-
симость опускания от времени дает воз-
можность устанавливать этапы погружения
в прошлом, если они вызывались терми-
ческим сжатием.
Региональная изостатическая компенса-
ция охватывает прилегающие области, при-
водя к более быстрому опусканию районов,
охваченных этим процессом. Прогибание
океанического дна под тяжестью осадков
вызывает в свою очередь опускание приле-
гающего континента. Гравитационные дан-
ные и история осадконакопления указывают
на то, что вертикальные движения конти-
нентального шельфа и прилегающего океа-
нического дна тесно связаны, особенно на
ранних стадиях развития. Региональная
изостатическая компенсация может быть
численно промоделирована с использова-
нием теории изгиба (или флексуры) плиты.
Неясно, вся ли литосфера ведет себя как
вязкоупругое тело с вязкостью около
1025 П, или только верхние 40 км литосфе-
ры действуют как упругая пластина в инте-
ресующем нас масштабе времени [14, 18,
6, 5].
Более точное определение абсолютной
временной шкалы, надежные прямые опре-
деления плотности осадков по скважинным
гравиметрам, более надежные структурные
данные и учет эвстатических колебаний
уровня моря позволят приблизиться к
оценке факторов второго порядка, механи-
ческих и термических эффектов и регио-
ОРОГЕНИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ
159
нальной изменчивости атлантических кон-
гиненталъных окраин.
Норман X. Слип (Norman Н. Sleep,
Dept, of Geophysics, Stanford Univer-
sity, Stanford, California 94305).
ЛИТЕРАТУРА
1. Bott M. H. P.,1976, Formation of sedimentary
basins of graben type by extension of the conti-
nental crust, Tectonophysics, Durham Volume.
2. Brown P. M Miller J. A. and Swain F. M, 1972,
Structural and stratigraphic framework and spa-
tial distribution of permeability of the Atlantic
Coastal Plain, North Carolina to New York,
U.S. Geol. Survey Prof. Paper 796, 1 79.
3. Burke K., 1976, Development of graben asso-
ciated with the initial ruptupe of the Atlantic
Ocean, Tectonophysics, Durham Volume.
4. Dietz R., 1963, Collapsing continental rises: An
actualistic concept of geosynclines and mountain
building, Jour. Geology 71, 314-333.
5. Foucher J. P„ 1976, Mechanical model of subsi-
dence in the Paris basin, Tectonophysics, Dur-
ham Volume.
6. Haxby W. F., Turcotte D. L. and Bird J. M., 1976,
Thermal and mechanical evolution of the Michi-
gan basin, Tectonophysics, Durham Volume.
7. Kay M„ 1951, North American geosynclines,
Geol. Soc. America Mem. 48, 143 p.
8. Kinsman D. J. J., 1975, Rift valley basins and
sedimentary history of trailing continental mar-
gins, in A. G Fischer, ed., Petroleum and Global
Tectonics. Princeton, N.J.: Princeton University
Press, 83-126.
9. Le Pichon X.. Francheteau J. and Bonnin J.,
1973, Plate Tectonics. Amsterdam: Elsevier,
300 p.
10. RonaP.A., 1973, Subsidence of Atlantic conti-
nental margins, Tectonophysics 22, 283-294.
11 Sheridan R. E„ 1976, Sedimentary basins of the
Atlantic margin of North America, Tectonophy-
sics, Durham Volume.
12. Sleep N.H., 1971, Thermal effects of the forma-
tion of Atlantic continental margins by conti-
nental break-up, Roayl Astron. Soc. Geophys.
Jour. 24, 325-350.
13 Sleep N.H., 1976, Platform subsidence mecha-
nisms and “eustatic” sea-level changes, Tectono-
physics, в печати.
14 Sleep N.H. and Snell N.S.. 1976, Thermal cont-
raction and flexure of mid-continent and Atlan-
tic marginal basins, Royal Astron Soc Geo-
phys. Jour. 45, 125-154.
15. Sweeney J.F., 1976, Evolution of the Sverdrup
basin, Arctic Canada, Tectonophysics, Durham
Volume.
16 Thompson T.L.. 1976, Plate tectonics in oil and
gas exploration of continental margins. Am.
Assoc. Petroleum Geologists Bull. 60, 1463-1501.
17. Walcott R„ 1970, Flexural rigidity, thickness, and
viscosity of the lithosphere, Jour. Geophys. Rese-
arch 75, 3941-3954.
18. Watts A. B. and Ryan W. B. F„ 1976, Flexure of
the lithosphere and continental margin basins,
Tectonophysics, Durham Volume.
ОРИЕНТАЦИЯ НАКЛОННОЙ
ПЛОСКОСТИ-см. СКЛАДКИ И
СКЛАД КООБРАЗОВАНИ Е
ОРОГЕНЕЗ-см. ГЕОДИНАМИКА
ОРОГЕНИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ
Под орогенией понимается процесс фор-
мирования горных поясов в результате
складчатости и надвигов. Геологическая ис-
тория дает ясные доказательства того, что
орогения охватывает не всю кору Земли в
какой-то отрезок времени, а отдельные
области, называемые орогеническими зона-
ми. В таких зонах происходит закономер-
ная смена событий, которая, естественно,
является одинаковой для каждого ороге-
нического пояса.
Холмс [2, 3] предполагал, что в ороге-
нических зонах события циклически повто-
ряются и составляют часть того, что он
называл орогеническим циклом (также оро-
генетический цикл). Эти циклы, как он
предполагал, охватывают геосинклиналъ-
ные прогибы, расположенные на границе
континента и океана. А. Термье и Ж. Термье
[5, 6, 7, 8] считают, что концепция орогени-
ческих циклов неприемлема, поскольку не
существует возврата к началу цикла; разви-
тие литосферы необратимо. Последова-
тельность событий в течение орогении
включает не просто складчатость и образо-
вание разломов, а также прогибание, соп-
ровождающееся накоплением громадных
объемов осадков, региональный метамор-
физм, внедрение гранитов и вулканизм.
А. Термье и Ж. Термье предложили тер-
мин драма (drama) для описания этого типа
событий, чтобы подчеркнуть крупные изме-
нения, происходящие в орогеническом поя-
се, в то время как древняя платформа не
меняется.
Орогенический пояс претерпевает не-
сколько фаз осадконакопления, магматиз-
160
ОРОГЕНИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ
ма, метаморфизма и деформаций по мере
его превращения в горное сооружение Мо-
дели тектонических плит позволяют дать
объяснение многим (если не большинству)
изменениям, которые происходят от одной
фазы к другой. Например, осадконакопле-
ние в геосинклинали (или геоклинали) мо-
жет начинаться (см. Геосинклинали и гео-
клинали) по мере того, как возникает сре-
динно-океанический хребет и два континен-
та раскалываются и раздвигаются. Конти-
ненты могут затем изменять направление
движения и начать двигаться навстречу
друг другу. Это приводит к образованию
островных дуг (с известково-шелочным
вулканизмом), зон Беньоффа и зон складча-
тости и к метаморфизму низких темпера-
тур и высокого давления на континенталь-
ной окраине, где океаническая кора поддви-
гается под континентальную. В конечном
итоге, когда два континента сталкиваются
вблизи шва, отмечающего зону контакта
между двумя континентами, происходит
широкое развитие складчатости (часто с
образованием покровов), метаморфизм,
внедрение офиолитов, образование надви-
гов и поднятий (см. Тектоника плит и
механизмы складкообразования, надвигооб-
разования и метаморфизма). Эти фазы, зат-
рагивающие орогенический пояс, могут
быть разделены на две группы, геосинкли-
нальные и тектонические фазы.
Геосинклиналъпые фазы включают до-
орогенную. раннюю синорогенную, ката-
орогенную и эпиорогенную фазы. Эти фазы
проявляются ниже уровня моря или близко
от него, например в архипелагах вулкани-
ческих островов. Геосинклинальная фаза
характеризуется нисходящими вертикаль-
ными движениями (прогибанием).
Доорогенная фаза характеризуется бы-
стрым накоплением мощных толщ осадков
в геосинклинали или геоклинали. Геосинк-
линаль или геоклиналь образуется в ре-
зультате прогибания континентальной ок-
раины, которая, возможно, формируется
вследствие расхождения континентов. Фли-
шоидные осадки поступают в эту прогиба-
ющуюся область с прилегающего конти-
нента, который подвергается быстрой эро-
зии. Прогибание геосинклинали/геоклина-
ли происходит частично под тяжестью от-
ложившихся осадков, но вес осадков не
может быть единственной причиной погру-
жения. Другие вероятные причины вклю-
чают глубинное втягивание в результате
подкоровой эрозии, которая вызывается
нисходящими конвективными течениями
или термическим сжатием, наступающим
вслед за эрозией приподнятой континен-
тальной окраины [4]. Такая доорогенная
фаза характеризуется мощным опусканием
и осадконакоплением в мелководных морс-
ких условиях. Осадки обычно известковис-
тые, но пески и илы также накапливаются в
геосинклинали / геоклинали.
Ранняя синорогенная фаза. В течение
ранней синорогенной фазы прогибание про-
исходит быстро и вулканические породы
образуются за счет излияний через глубо-
кие трещины, которые достигают астено-
сферы. Вулканиты, извергающиеся в это
время, представлены обычно альбитофира-
ми: спилитами и кератофирами, норматив-
ный состав которых отвечает базальтам, но
по модальному составу они близки к ще-
лочным трахитам и состоят на 40 90% из
альбита и на 0 50% из хлорита, остальные
минералы представлены эпидотом, кальци-
том, магнетитом и ильмеитом. Спилиты
часто имеют подушечную структуру, что
указывает на подводное излияние. Возмож-
но, что спилиты обогащены натрием вслед-
ствие контаминации морской водой, но их
происхождение все еще остается для петро-
логов нерешенной проблемой.
Со спилитами часто связаны радиоля-
риевые кремни, кремнезем для них мог
поступать с флюидами при разложении
спилитов. Эти кремнистые породы часто
называются радиоляритами и они также
связаны с обломочными отложениями
(флишем и турбидитами) и серпентинита-
ми. Серпентиниты, вероятно, являются
частью офиолитовых комплексов. Офиоли-
ты (как, например, в Динаридах и в Сирии)
представляют собой, возможно, чешуи
океанической коры и верхней мантии, кото-
рые, вероятно, образовались в срединно-
океанических хребтах в то время, когда два
континента начинали расходиться в начале
доорогенной фазы. Они оказались зажаты-
ми между двумя континентами во время
последовавшей коллизии и образовали ли-
ОРОГЕНИЧЕСКИЕ циклы
161
нейный пояс, проходящий примерно вдоль
шва между этими континентами. Приме-
рами таких поясов являются серпентинито-
вые пояса в Аппалачских горах [!]•
Катаорогенная фаза. Первая складча-
тость в геосинклинальном прогибе проис-
ходит в то время, когда офиолитовые
комплексы и флиш продолжают заполнять
его. Складчатость сопровождается подня-
тием хребтов (кордильер), сложенных как
слабоконсолидированными осадками, так и
древними консолидированными породами
фундамента. Эти хребты известны также
как геоантиклинали, которые на протяже-
нии своего существования представляли со-
бой вытянутые области поднятий и сноса
материала в прилегающую геосинклиналь /
геоклиналь. Геосинклинальные бассейны
могли разделяться несколькими геоанти-
клиналями на отдельные прогибы.
Вулканическая активность этой фазы ха-
рактеризуется известково-щелочным вулка-
низмом в эвгеосинклинали, представляю-
щей более глубокий прогиб, чем примы-
кающая миогеосинклиналь, расположенная
ближе к суше. Известково-щелочной вулка-
низм протекает в условиях архипелага вул-
канических островов, являющихся частью
островной дуги. Эта островная дуга обыч-
но ограничена глубоководным желобом и
подстилается зоной Беньоффа. Она форми-
ровалась по мере того, как два континента
двигались навстречу друг другу. Вулканизм
островной дуги дает главным образом ан-
дезиты, дациты и базальты, но могут появ-
ляться и риолиты. Такие толщи могут воз-
никать в результате контаминации коры
основной магмой или благодаря некото-
рым другим возможным механизмам (см.
Гектоника плит, мантийные плюмы и обра-
ювание магм). Магмы островных дуг насы-
щены водой, вследствие чего вулканическая
активность носит эксплозивный характер,
образуются стратовулканы. Пирокласти-
ческие породы-продукты этих изверже-
ний-могут переслаиваться с граувакками,
о । латающимися вблизи вулканических цен-
|ров.
Эпиорогенная фаза. В конце геосинкли-
нильного цикла складчатость усиливается,
н в геоантиклиналях (кордильерах) проис-
ходит образование надвигов на форланд. В
то же самое время грубый флиш продолжа-
ет накапливаться в геосинклинали / геокли-
нали. Стратовулканы вулканического архи-
пелага продолжают извергать андезитовые
лавы и пепел. Опускание на этой фазе
происходит быстро, и толщи обломочных
отложений накапливаются вместе с вулка-
ническими. В наиболее глубоко погрузив-
шихся породах метаморфизм может дости-
гать гранулитовой фации, и эти толщи
могут подвергаться гранитизации. Отложе-
ния главных геосинклинальных прогибов
более интенсивно смяты в складки и сильно
метаморфизованы по сравнению с осадка-
ми преддуговых бассейнов.
Длительность фаз первого акта. Четыре
описанные здесь фазы продолжались не-
сколько сотен миллионов лет: 175 млн. лет
в Альпах и 200 млн. лет во французских
варисцидах. Такой длинный период созре-
вания обеспечил накопление большой мощ-
ности осадков: от нескольких тысяч метров
в Альпах до 20000 м во французском
Центральном массиве.
Тектонические фазы включают позд-
нюю синорогенную, посторогенную (таф-
рогенную) и анорогенную фазы. Эти фазы
протекают в континентальных условиях,
подобных горным сооружениям. Тектони-
ческие фазы характеризуются восходящи-
ми вертикальными движениями (подня-
тием).
Поздняя синорогенная фаза. В течение
поздней синорогенной фазы океаническое
дно между двумя сближающимися конти-
нентами исчезает по мере того, как эти
континенты начинают сталкиваться. Хоро-
шим примером такой коллизии является
вторичное столкновение Индии с Азией в
миоцене.
На поверхности новое горное сооруже-
ние, образующееся при коллизии, подверга-
ется складчатости и надвигообразованию в
процессе поднятия. В ядре этой горной
цепи образуются граниты, которые подни-
маются ввиду их меньшей плотности по
сравнению с окружающими породами. Не-
которая или, возможно, большая часть
этих .магм возникает в результате частично-
го плавления (анатексиса) гнейсов и мигма-
титов на больших глубинах в пределах
горной цепи. Более древние синтектоничес-
II 490
162
ОРОГЕНИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ
кие граниты, типично гетерогенные, содер-
жат относительно много темноцветных ми-
нералов и имеют удельный вес около 2,74.
Более молодые синтектонические граниты
(лейкограниты) содержат больше калия и
имеют удельный вес 2,64. Они сопровожда-
ются пегматитовыми дайками и минераль-
ными жилами. В горных сооружениях на
глубине новые условия равновесия вызы-
вают метаморфизм, при котором некото-
рые минералы разрушаются и возникают
новые (устойчивые в новых условиях).
Это-фаза реактивации. Базальтовый вул-
канизм также может проявляться в эту
фазу по мере развития разрывов в горной
цепи.
Некоторые краевые зоны горного со-
оружения могут опускаться, так что море
вторгается в эти опустившиеся прибрежные
области. В таких регионах могут образо-
вываться угленосные отложения в парал-
лических бассейнах, если климатические и
биологические условия этому способст-
вуют.
Посторогенные, или тафрогенные фазы.
Монолитное горное сооружение становится
частью континента. На этой стадии оно
подвергается эпейрогеническому подня-
тию. Оно не такое жесткое, как щит (кра-
тон), а скорее хрупкое и легко разрушается.
Горный пояс может разбиваться нормаль-
ными сбросами на блоки и впадины. Суб-
аэральное разрушение реками и ветрами
дает обломочные отложения, такие, как
моласса, и осадконакопление может сопро-
вождаться базальтовым вулканизмом. Та-
кие толщи часто возникают в межгорных
прогибах с внутренним стоком в озера.
Если климатические и биологические усло-
вия благоприятны, в таких лимнических
прогибах накапливается уголь, как в проги-
бе стефанского века во Франции.
На глубине могут снова образовываться
гранитные магмы и подниматься вверх.
Такие магмы имеют низкое содержание
темноцветных минералов и удельный вес
2,59. Они нарушают геохимическое равно-
весие во вмещающих породах под дейст-
вием разогрева и летучих, и в таких облас-
тях могут образовываться специфические
минералы (зона Барроу).
Неорогенная фаза. Когда горный хре-
бет, наконец, составит единое целое с кон-
тинентом, будет снивелирован эрозией и не
подвергнется активизации, на его месте
возникает пенеплен. Это относительно ста-
бильная область, и единственные движения,
влияющие на нее,-эпейрогенические под-
нятия и проседания или моноклинальные
изгибы. Затем выветривание и почвообра-
зование медленно приводят к развитию
аркозовых обломочных отложений и поч-
венного покрова. В аридных районах обра-
зуются пустыни и плайи, где происходит
формирование песчаных дюн и эвапоритов.
Это период климатического осадконакоп-
ления.
Вдоль больших разломов и трещин мо-
гут подниматься базальтовые лавы, зарож-
дающиеся в астеносфере. Такие магмы име-
ют щелочную тенденцию (например, нефе-
линиты и богатые лейцитом лавы) и могут
образоваться при контаминации базальто-
вых лав или в результате других процессов
(см. Тектоника плит, мантийные плюмы и
образование магм). Потоки щелочных вул-
канитов и некки часто обогащены флюори-
том, топазом и другими фторсодержащими
минералами. На ранней стадии для этих
вулканитов характерен трещинный тип
излияния, а на поздней стадии вулканичес-
кой активности могут образовываться вул-
каны центрального типа. Эксплозивный
риолитовый вулканизм также проявляется
на этой стадии, давая риолитовые лавы и
микрограниты с очень низким содержанием
темноцветных минералов, часто внедряв-
шихся в виде кольцевых даек.
Связь с островными дугами и средин-
но-океаническими хребтами. В различных
современных тектонических условиях мо-
гут проявляться различные фазы орогени-
ческого цикла. Считается, что островные
дуги Циркумтихоокеанского региона отно-
сятся к катаорогенной фазе развития. Сог-
ласно такой интерпретации, океанические
желоба западной части Тихого океана мо-
гут быть аналогами эвгеосинклиналей.
Наоборот, срединно-океанические хребты
(разрастающиеся хребты) не являются бла-
гоприятным местом для столкновения кон-
тинентов и горообразования, поскольку
плиты движутся от таких районов. Они,
однако, могут быть аналогами мест, в ко-
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ТЕКТОНИКА
163
юрых образуются офиолиты во время ран-
ней синорогенной фазы.
Анри Термье (Henri Termier, Dept, de
Geologic Structuralc, Tour 26, 1 Eta-
ge, 4, Place Jussieu, 75230 Paris Cedex
05, France); Женевьев Термье (Gene-
vieve Termier, Dept, de Geologie
Structuralc, Tour 26, 1 Etagc, 4, Place
Jussieu 75230 Paris Cedex 05, France).
ЛИТЕРАТУРА
I. Hess H.H., 1955, Serpentines, orogeny and epei-
rogeny, Geol. Soc. America Special Paper, 62,
391 408.
2. Holmes A., 1926, Contribution to the theory of
magmatic cycles, Geol. Mag. 63, 306 329.
I. Holmes A., 1965, Principles of Physical Geology.
London: Nelson.
4 Sleep N. H.. 1973, Crustal Thinning on Atlantic
Continental Margins: Evidence from Older Mar-
gins. Tarling and Runcorn, Implications of Conti-
nental Drift to the Earth Sciences. Vol. 2. London:
Academic Press, pp. 685-692.
5 Termier H. and Termier G.. 1953. Geologie et
petrogenese. Serv. Carte Geol. Algeric Bull. Alger,
2. 175 p.
6 Termier H. and Termier G., 1956, L’evolution de la
Lithoshpere. I. Petrogenese. Pasis: Masson 654 p.
7 . Termier H. and Termier G„ 1967, Formation des
continents et progression de la Vic. Paris, Masson,
2nd ed., 174 p. (Trans.). The Geological Drama.
London: Hutchinson.
8 Termier H. and Termier G„ 1979, Histoire de la
Terre. Paris: P. U. F. 430 p.
9 . Wegmann C.E., 1938, Geological investigations in
Southern Greenland. Med. om Gronland, 113,
148.
ОРОГЕННЫЙ ШОВ см. ШОВНАЯ ЗОНА
ОРТОГЕОСИНКЛИНАЛЬ см.
I I ОСИНКЛИНАЛИ И ГЕОКЛИНАЛИ
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И
I ЕКТОНИКА
Осадконакопление в целом связано, по
крайней мере отдаленно, с тектоникой [1].
1 ектонические процессы приводят к обра-
юванию поднятий, размыв которых явля-
ется источником осадков. За счет тектони-
ческих процессов возникают прогибы и
впадины, являющиеся ловушками для осад-
ков. Источники и состав осадков резко
меняются от грубообломочных, поступаю-
щих непосредственно с поднятий и тектони-
ческих уступов, до тонких, образующих
широкие покровы вдали от источников сно-
са.
Причинная связь тектоники и осадко-
накопления является характерной чертой
концепции геосинклиналей и теории оро-
генических циклов, а также более новой и
до некоторой степени конкурирующей с
ними концепции тектоники плит [2]. Пред-
полагается, что в течение орогенического
цикла земная кора проходит через законо-
мерную смену тектонических и осадочных
образований, от молодой геосинклинали
через складчатость до конечной консолида-
ции и кратонизации.
Концепция тектоники плит существенно
отходит от этой последовательности разви-
тия; столкновение плит и рифтогенез и
расхождение плит приводят к случайным
незакономерным последствиям, классифи-
кация которых затруднительна. Тектоника
плит выявила различия между осадочными
комплексами континентальных окраин.
Окраины атлантического типа вдоль риф-
товых побережий, где плиты движутся друг
от друга, характеризуются пассивным раз-
растанием берега в сторону океана в ре-
зультате накопления осадков, слагающих
широкие прибрежные равнины, шельфы и
материковые подножия. На окраинах тихо-
океанского типа плиты сходятся таким об-
разом. что океанические плиты погружа-
ются под континентальные, для них харак-
терны подводные желоба с андезитовыми
островными дугами или горными цепями
на суше, что ведет к появлению таких
осадочных образований, как раздроблен-
ные, частично субдуктированные отложе-
ния желобов, отложения зоны дуга-желоб
и прибрежные осадки вулканических и гор-
ных районов [4].
Самая прямая связь между тектоникой
и осадконакоплением выражена в грубых
конгломератах и брекчиях, материал для
которых поступает с развивающихся при-
разломных уступов и откладывается как в
наземцых, так и в подводных условиях.
Осадки слагают аллювиальные конусы вы-
носа или крутые осыпные конусы в опус-
тившихся блоках. В исключительных слу-
164
ОСАДКОНАКОПЛЕНИЕ И ТЕКТОНИКА
чаях они перекрываются породами насту-
пающих надвиговых покровов, за счет раз-
мыва которых они возникали.
Значительно более распространенным
типом осадков является флиш-мощные
отложения с отчетливо выраженным пере-
слаиванием песчаника и сланца, отложен-
ного мутьевыми потоками в глубоковод-
ных морских условиях, возможно в протя-
женных прогибах между растущими подня-
тиями в раннеорогенную фазу [3, 5]. Пер-
воначально флиш был выделен в европей-
ских Альпах, где его возраст меняется от
верхнего мела до низов кайнозоя, но тер-
мин «флиш» с тех пор применялся к анало-
гичным отложениям, независимо от места
и возраста (в пределах фанерозоя). (Термин
иногда ошибочно применяется к некото-
рым синорогенным отложениям, хотя мно-
гие из этих отложений не имеют отличи-
тельных признаков флиша.) Осадки со все-
ми признаками флиша встречаются в Кар-
патах, в Северных и Центральных Аппала-
чах (ордовик), в орогеническом поясе Уоши-
то (карбон) и в Калифорнии (миоценовая
толща Большой Долины).
В некоторых местах встречается дикий
флиш, или смесь крупных экзотических
глыб различных размеров, сползших или
соскользнувших во флишевый трог с текто-
нических поднятий. Несколько похожими
отложениями являются олистостромы, об-
разованные потоками обломочного мате-
риала, которые образуют осадочные тела
очень сложного строения с блоками чуже-
родных пород. Дикий флиш и олистостро-
мы в свою очередь родственны с меланжем,
представленным телами пород смешанного
состава, которые иногда имеют региональ-
ное распространение и содержат фрагмен-
ты различных чужеродных пород, иногда
гигантских размеров. Существует, однако,
некоторая неопределенность в том, какая
часть меланжа образовалась за счет текто-
нических процессов на дневной поверхно-
сти и какая является следствием глубинной
покровной тектоники во время процесса
субдукции.
В Альпах флишевые бассейны постепен-
но Заполнялись осадками или закрывались
в процессе складчатости и флиш перекры-
вался верхнекайнозойской молассой гете-
рогенного состава. Она сложена частично
подводными, частично континентальными
отложениями, формировавшимися в тече-
ние заключительных фаз складчатости или
сразу после них, и состоит из песков и глин
со слоями угля и некоторого количества
грубых конгломератов. Как и флиш, тер-
мин моласса также распространяется, не
всегда удачно, на широкий спектр посторо-
генных отложений в других районах. Мо-
ласса и другие посторогенные отложения
менее деформированы, чем флиш, и самые
молодые из них почти не нарушены [7].
Во многих орогенических поясах име-
ются еще унаследованные прогибы, запол-
ненные молассой и другими постороген-
ными отложениями, которые залегают на
более сильно деформированных древних
породах. В качестве примера можно при-
вести Приморскую провинцию Северных
Аппалачей и Северные Кордильеры в за-
падной Канаде и на Аляске. Отложения
главным образом континентальные, но час-
тично морские, в основном обломочные, но
в одних местах встречаются вулканиты, а в
других - эвапориты. Древние отложения
участвуют в заключительных деформациях
орогенических поясов, но складчатость и
плутонизм древних пород остаются неиз-
менными.
Тектоническая обстановка и условия
осадконакопления наблюдаются в авлако-
генах (рифтах), протягивающихся на неко-
торое расстояние в пределы платформы от
краев континентальной плиты, несколько
отличаются от условий в геосинклиналях. В
начальные стадии развития авлакоген огра-
ничен крутопадающими рифтовыми разло-
мами, позднее могут образовываться
структуры сжатия. Авлакогены выполнены
осадками различной мощности, достигаю-
щей тех же значений, что и в геосинклина-
лях и поступающих частично с ограничи-
вающих их поднятий. В Северной Америке
к ним относятся нижнепротерозойский трш
Атапуску на месте современного Большого
Невольничьего озера в северо-западной Ка-
наде и пояс Уичито в Оклахоме нижне-
верхнепалеозойского возраста.
В миогеосинклиналях и на платформах
связь осадконакопления и тектоники менее
явная, чем в орогенических поясах. Угло-
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
165
пыс несогласия и поступление осадков с
upiuiet ающих поднятий нетипичны, и осадко-
накопление является следствием тектони-
ческой активности в удаленных районах.
Обломочные клинья представляют co-
hort широкие покровы обломочных отло-
жений, распространенных в миогеосинкли-
1ш 1ях и заходящих в пределы платформ.
Их источник связан с тектоническими про-
тесами в удаленных орогенических поясах.
Они иногда переслаиваются с флишем,
имя и не являются отложениями глубоких
про1ибов и не имеют признаков флиша.
I пличным примером является средне- и
игр х недевонские обломочные отложения
ни Нью-Йорк и прилегающих штатов
(иногда неточно называемых дельтой Катс-
1И чп [5]). Клин возник за счет размыва
об плети, на востоке в Новой Англии, под-
ncpi шейся акадской орогении, мощность
। о меняется от 1500 м в зоне гребня до
нескольких сотен метров на западной гра-
нице, так же как в юго-западном направле-
нии от Пенсильвании до Виргинии. В зоне
। (Ч'бня он состоит из грубых континенталь-
ных отложений, которые на удалении сме-
нив» (ся тонкозернистыми морскими обло-
мочными отложениями и постепенно пере-
ходя! в черные сланцы. Подобные обло-
мочные клинья более древнего и более
молодого возраста, не всегда такой хоро-
inert сохранности встречаются повсеместно
и Аппалачском хребте. Другие замечатель-
ные примеры мезозойского возраста отно-
»и1ся к фронтальным зонам Кордильер на
। шале Северной Америки.
Для других платформенных отложений,
мчорые часто представлены обширными
л листами хорошо сортированных песчани-
ст и карбонатных пород, связь между
|«коликой и осадконакоплением более
ПЮ.1Я. Во внутренних районах Северной
Хмсрики они образуют широкие своды и
Пщ ссйпы, рост которых связан с вековыми
|т1жениями земной коры, в результате
•к I«» во впадинах мощность осадков боль-
ше. чем на сводах. Однако даже здесь
11 |м । иг рафический разрез прерывается слу-
чайными региональными несогласиями, ко-
|«»рыс подчеркивают структуру сводов и
о.к сел нов и делят отложения на пачки или
>ш 1 i.i, многие из которых имеют свое на-
звание (Суак, Типпекану, Каскаския и т.д.)
[6]. По крайней мере частично эти эпейро-
генические движения являются отголоска-
ми орогенических движений в ограничива-
ющих платформы мобильных поясах.
Филип Б. Кинг (Phillip В. King, U.S.
Dept, of the Interior, Geological Sur-
vey, Branch of Western Environmental
Geology, 345 Middlefield Road, Men-
lo Park, California 94025).
ЛИТЕРАТУРА
1. Dickinson W.R.. ed., 1974, Tectonics and sedimen-
tation, Soc. Econ. Paleontologist and Minera-
logists Spec. Publ. 22, 204 p.
2. Dott R. H.. Jr. and Shaver R. H., eds., 1974, Mo-
dem and ancient geosynclinal sedimentation, Soc.
Econ. Paleontologists and Mineralogists Spec.
Publ. 19, 380 p.
3. Hsil K.J., 1970, The meaning of the word flysch -
a short historical sketch, in .1. Lajoie, ed., Flysch
Sedimentology in North America. Ottawa, Ont.:
Geological Association of Canada (Spec. Paper 7),
1-11.
4. Hsii K.J., 1974, Melanges and their distinctions
from olistostromes, in R. H. Dott, Jr. and R. H. Sha-
ver, eds., Modem and Ancient Geosynclinal Sedi-
mentation. Soc. Econ. Paleontologists and Mine-
ralogists Spec. Publ. 19, 321-333.
5. Lajoie J., ed., 1970, Flysch sedimentology in
North America, Geol. Assoc. Canada Spec. Paper
7, 272 p.
6. Sloss L.L., 1963, Sequences in the cratonic inte-
rior of North America, Geol. Soc. America Bull.
74, 93-114.
7. van Houten F B., 1973, Meaning of molasse, Geol.
Soc. America Bull. 84, 1973-1976.
ОСАДОЧНОЕ ОБЛЕКАНИЕ УСТУПОВ
см. МОНОКЛИНАЛЬ
ОСЕВАЯ НАГРУЗКА
см. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
ОСТАТОЧНАЯ ДЕФОРМАЦИЯ
см. ПРОЧНОСТЬ ПОРОД
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
Обширные области океанических бас-
сейнов обрамлены дугообразными цепоч-
ками вулканических островов и прилегаю-
166
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
Рис. 1. Островные дуги и желоба на западе Тихого океана, / глубоководный желоб; 2-островная
дуга; 3 хребет фронтальной дуги.
щими к ним и параллельными им глубоко-
водными желобами. Этот параллелизм ста-
новится еще более поразительным, если
учесть связанные с этими островами под-
водные хребты и впадины. Большая часть
мировых систем островных дуг приходится
на западные границы Тихого океана (рис.
1). Почти непрерывная цепь островных дуг
начинается с Алеутских островов, затем
переходит в Курильскую и Японскую дуги,
после чего раздваивается и основная, южная,
ветвь продолжается дугами Идзу-Бонинс-
кой, Марианской и Палау. Юго-западная
ветвь простирается от Японии до островов
Рюкю и продолжается далее вдоль восточ-
ных окраин Тайваня и Филиппин. Восточ-
нее и южнее Новой Гвинеи сложная серия
более коротких островных дуг включает
острова Новые Гебриды, Тонга и Керма-
дек. К другим хорошо выраженным систе-
мам относятся дуга Суматра-Яванская или
Зондская, дута Скоша между Южной Аме-
рикой и Антарктидой и Малая Антильская
дуга в Карибском бассейне. У восточного
побережья Тихого океана активные желоба
прилегают непосредственно к континенталь-
ным окраинам и поэтому островные дуги
там отсутствуют. Причина столь асиммет-
ричного распределения островных дуг в
Тихом океане неясна.
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
167
Островные дуги играют ключевую роль
в концепции тектоники плит, поскольку они
приурочены к местам вулканической актив-
ности, связанной с субдукцией океанической
коры. Система островной дуги представ-
ляет собой комплекс находящихся в тесной
взаимосвязи тектонических образований,
включающих цепь вулканических островов,
примыкающий к ней глубоководный же-
лоб, наклонно падающую зону сейсмичес-
кой активности, окраинные бассейны и дру-
гие менее крупные структуры. Еще Лейк в
1931 г. [17] обратил внимание на тесное
соседство желобов и островных дуг, но
важное значение этих сдвоенных тектони-
ческих образований было вполне осознано
лишь в середине 1960-х годов. В дальней-
шем мы, как правило, исходим из предпо-
ложения, что генезис систем островных дуг
может быть адекватно истолкован с пози-
ций тектоники плит. Альтернативные точки
зрения и критический обзор нерешенных
проблем тектоники плит, связанных с ост-
ровными дугами, изложены Мейерхоффом
и др. [18].
Морфология и геология. Системы ост-
ровных дуг представлены следующими фи-
зико-географическими элементами, распо-
лагающимися в определенном порядке в
зонах, повторяющих изгиб островной дуги.
Начиная с оси желоба вкрест простирания
дуги последовательно выделяются такие
зоны: нижний, или внутренний, склон жело-
ба; перегиб склона желоба; преддутовой,
или верхний, склон; фронтальная дуга
вместе с цепью активных вулканов; между-
говой бассейн; и остаточная, или третья,
дуга (рис. 2). Хотя все эти элементы не
обязательно присутствуют в каждой ост-
ровной дуге, они встречаются достаточно
часто, чтобы считать эту схему эталонной,
пригодной для сравнения различных дуг.
Нижний склон желоба поднимается от
основания желоба под сравнительно круты-
ми углами 9-10°, в отдельных местах они
могут достигать 30° и более. Этот резкий
переход от почти плоского дна желоба к
крутому нижнему склону контрастирует с
постоянным изменением угла наклона океа-
нической плиты при удалении от оси жело-
ба. Конвергенция плит приводит к непре-
рывной деформации и направленным вверх
смещениям вдоль тектонического фронта в
основании нижнего склона. На одноканаль-
ных сейсмических записях отраженных волн
структуры, залегающие под нижним скло-
ном, обычно очень плохо выражены или
носят хаотический характер. Однако мно-
гоканальные профили позволяют выделить
падающие в сторону дуги отражающие го-
ризонты, которые интерпретируются как
пологопадающие надвиги, разделяющие
зоны хаотического вещества с сильным рас-
сеянием [23]. Эти зоны надвигов ограни-
чивают линейные хребты протяженностью
до десятков километров, которые прости-
। Разрыв вуга—желоб ,
О
км
10
го
500 400 300 200
100 км
1’ис. 2. Схематическое изображение морфологических и тектонических образований в системе ост-
ровной дуги. Вертикальный масштаб в 5 раз больше горизонтального.
168
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
раются вдоль нижнего склона параллельно
или близко параллельно оси желоба. За
этими хребтами образуются небольшие
бассейны или скопления гемипелагических
осадков, задерживающие мутьевые потоки
с вышележащих участков склона [19. 20].
Бурение нижних склонов некоторых же-
лобов вскрыло гемипелатические и терри-
генные отложения, которые интерпретиру-
ются как осадки осевой зоны желоба, вклю-
ченные в состав нижнего склона (дуги Си-
коку [22] и Алеутская [16]). Процесс акку-
муляции турбидитов наиболее эффективно
проявляется при высоких темпах седимен-
тации в желобах. В островных дугах с
незначительным осадочным выполнением
желоба при драгировании некоторых кру-
тых участков нижнего склона на поверх-
ность были подняты мафические и ультра-
мафические породы (желоб Тонга [5]), от-
куда следует, что в процессе субдукции
какие-то фрагменты магматической океа-
нической коры также могут включаться в
состав нижнего склона. Эта масса дефор-
мированных осадков и пород коры, зале-
гающая под нижним и верхним склонами
желоба, называется субдукционным комплек-
сом, или аккреционной призмой.
Перегиб склона желоба. Приблизитель-
но посредине между осью желоба и вулка-
нической дугой происходит резкое умень-
шение средней крутизны склона с 5-10° на
нижнем склоне до 1-2° на верхнем. Этот
перегиб, называемый перегибом склона же-
лоба [2], указывает на важную смену ре-
жимов осадконакопления от сравнительно
обнаженных хребтов и небольших бассей-
нов на нижнем склоне до обширных проги-
бов на верхнем, заполненных мощными
толщами осадков островного происхожде-
ния [19, 20]. Перегиб склона желоба может
проявляться в виде простого перегиба в
батиметрическом профиле вкрест прости-
рания дуги, но чаще он представлен хреб-
том или структурным поднятием с плоски-
ми или слабо волнистыми слоями осадков
в прогибе верхнего склона. Тектоническое
нагромождение и аккреция вещества у ниж-
него склона желоба могут стать, как пола-
гают, причиной подъема перегиба склона
желоба относительно преддугового бассей-
на. При больших объемах осадков, запол-
няющих желоб, как, например, в дуге Сумат-
ра и на востоке Алеутской дуги, зона пере-
гиба может подниматься выше уровня мо-
ря и является внешней дутой невулканичес-
ких островов.
Верхний склон желоба, часто называе-
мый преддуговым бассейном, вмещает об-
ширные осадочные толщи, мощность кото-
рых во многих дугах достигает нескольких
километров. Он расположен между пере-
гибом склона желоба и вулканической ду-
гой, наклон поверхности составляет несколь-
ко градусов. Приповерхностные слои зале-
гают горизонтально или полого падают в
сторону желоба или от него; падение в
сторону дуги чаще наблюдается на внеш-
ней окраине бассейна вблизи перегиба скло-
на. Крутопадающие разломы на внешней
окраине в какой-то степени реализуют вер-
тикальные движения поднимающейся зоны
перегиба склона желоба относительно опус-
кающегося преддугового бассейна. В зави-
симости от соотношения между скоростью
опускания и поступления осадков характер
преддуговой области варьирует от глубоко-
водной, не заполненной осадками впадины
до полностью заполненного мелководного
бассейна.
Растущие бассейны верхнего склона обыч-
но покоятся на основании, сложенном по-
родами субдукционного комплекса (см.
рис. 2). Преддуговые бассейны могут раз-
виваться также на фрагменте океанической
коры, захваченном преддуговым склоном
желоба, на породах самой дуги или на
комбинации фундаментов этих трех типов
[4]. Аккреционное разрастание субдукцион-
ного комплекса в сторону моря и нагруже-
ние океанической коры осадками, отлагаю-
щимися на верхнем склоне, могут вызвать
постепенное прогибание преддуговой облас-
ти [15].
Дикинсон [2] назвал разрывом дуга-же-
лоб зону, расположенную между перегибом
склона желоба и вулканической дугой, т. е.
область, включающую фронтальную дугу и
преддуговой бассейн. Ширина этой проме-
жуточной зоны варьирует от 50 до 250 км и
прямо пропорциональна длительности маг-
матической активности дуги. Продолжи-
тельная активность, связанная с механиз-
мом подцвига, расширяет зону разрыва
островные дуги
169
tyra- желоб за счет миграции вулканичес-
кой дуги от желоба и аккреционного прод-
вижения перегиба склона в сторону океана.
Фронтальная дуга и вулканическая цепь.
Наиболее высокая часть системы остров-
ной дуги состоит из двух элементов-фрон-
альной дуги и цепи активных вулканов.
Фронтальная дуга представляет собой об-
ширный хребет неправильной формы с ха-
рактерными глубинами 1-2 км и кое-где
возвышающимися плоскими коралловыми
островами. Системы сбросов, как нормаль-
ных, так и параллельных простиранию ду-
1И. разбивают ее на ряд блоков. Бассейны
между приподнятыми блоками вмещают
мощные толщи вулканокластических пород
и известково-обломочного материала, при-
чем падение внутренних слоев свидетельст-
вует о том, что образование сбросов сопро-
вождалось наклоном блоков.
Узкая цепь активных вулканов, от анде-
шговых до базальтовых, образует линию
выступающих над поверхностью моря остро-
вов, венчающих фронтальную дугу. Вулка-
ническая ось обычно располагается вблизи
। ылового края фронтальной дуги, что, воз-
можно, связано с постепенной миграцией
юны активного вулканизма от оси желоба
в ходе эволюции дуги.
Вулканическая дуга обычно разбита на
ряд линейных сегментов длиной от не-
скольких десятков до сотен километров,
причем соседние сегменты несколько сдви-
нуты друг относительно друга. Во многих
случаях промежутки между сегментами кор-
релируют со структурами субдукционной
плиты (например, с зонами разломов) или
i о сдвигами в наклонной сейсмической зоне
|*>]. К дугам с сегментированными вулка-
ническими цепями относятся Алеутская,
Японская и Центральноамериканская сис-
1смы.
Тыловая зона фронтальной дуги, если
юлько она не погребена под мощными
толщами вулканокластических пород, ха-
|мк геризуется расчлененным рельефом одно-
। о или более сбросовых уступов с превыше-
ниями до нескольких километров относи-
сльно соседнего междугового бассейна. В
противоположность этому обращенная к
желобу часть фронтальной дуги постепенно
переходит в область верхнего склона или
преддугового бассейна без четко выражен-
ной структурной или седиментологической
границы.
Междуговой и окраинный бассейны. За
активной вулканической цепью лежит ты-
ловодужная область, которая по своему
тектоническому облику бывает двух типов.
В хорошо развитых системах островных
дуг активная фронтальная дуга отделена от
пассивной остаточной (или третьей) дуги
междуговым бассейном (например, дуги
Марианская, Новогебридская и Тонга -
Кермадек). Междуговые бассейны называют
также ретродуговыми или задуговыми бас-
сейнами, но все эти термины относятся к
тектонически равнозначным структурам.
Задуговая область второго типа представ-
ляет собой пассивный бассейн, отделяю-
щий активную дугу от соседнего континен-
тального блока. Он называется окраинным
бассейном (например, Южно-Китайский и
Западно-Филиппинский бассейны).
Образование междуговых бассейнов свя-
зывают с деформацией растяжения, меха-
низм которого остается невыясненным. Эти
активные бассейны обычно имеют грубину
3-4 км и с обеих сторон ограничены обра-
щенными внутрь бассейна крупными сбро-
совыми уступами. Уступ со стороны актив-
ной фронтальной дуги часто перекрыт мощ-
ным чехлом вулканокластических осадков,
а уступ со стороны остаточной дуги обыч-
но больше обнажен. Дно бассейна образо-
вано линейными хребтами и впадинами,
которые простираются параллельно или
почти параллельно активной дуге и имеют
структурное превышение в несколько сот
метров. По краям бассейна впадины запол-
нены пелагическими осадками, но на хреб-
тах и в центральных районах осадочный
покров либо тонок, либо вовсе отсутствует.
Прерывистое поднятие неправильной фор-
мы, расположенное в осевой зоне и возвы-
шающееся на 1 км относительно перифе-
рийных участков бассейна, считается средо-
точием действующих растягивающих дефор-
маций, или междугового (задугового) спре-
динга.
Пассивные окраинные бассейны могут
быть разной природы. Бассейны, подобные
Алеутскому и Западно-Филиппинскому,
рассматриваются как фрагменты океаничес-
170
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
кой коры, оставшиеся за островной дугой в
результате внезапного скачкообразного пе-
ремещения зоны субдукции в сторону моря.
Другие пассивные окраинные бассейны, воз-
можно, являлись когда-то зонами активно-
го междугового спрединга. Линейные маг-
нитные аномалии в некоторых бассейнах
этого типа прослеживаются лишь на не-
больших участках, а результаты сейсми-
ческих исследований методом отраженных
волн не позволяют однозначным образом
решить проблему их происхождения.
Остаточные дуги представляют собой
пассивные подводные хребты, расположен-
ные в самой тыловой части всей системы
островной дуги [12]. Почти эквивалентный
термин третья дуга, введенный Венинг-
Мейнецом [25], означает третью по счету
дугу от желоба в таких системах, как Зонд-
ская дуга, где первая дуга образована выс-
тупающим над поверхностью моря переги-
бом склона желоба, а вторая-вулканичес-
кой цепью. Остаточные дуги бывают пря-
молинейной или дугообразной формы и
асимметричны в поперечном разрезе. Фун-
дамент склона, обращенного в сторону от
активной дуги, имеет неровную поверхность
и перекрыт мощным покровом осадков,
тогда как на противоположном, гораздо
более крутом склоне (иногда это сбросовый
уступ) мощность осадочного чехла незначи-
тельна.
Наиболее простые островные дуги (на-
пример, хребты Западно-Марианский и
Лау-Ковиль) представляют собой отколов-
шиеся в процессе рифтообразования и рас-
тяжения в междуговом бассейне тыловые
участки фронтальной дуги [12]. Рифтовые
известняки и плоские вершины, находящие-
ся сейчас на 1-2 км ниже уровня моря,
свидетельствуют об опускании хребта, по-
следовавшем за начальным рифтообразо-
ванием. Вдоль некоторых остаточных дуг
развит тыловой осадочный покров, обязан-
ный своим происхождением подводным го-
рам, которые характеризуются андезито-
вым вулканизмом на начальной стадии об-
разования рифтового бассейна и междуго-
вого растяжения. Другие, более сложные
остаточные дуги возникали в результате
обращений полярности желоба или столк-
новений дуг (например, системы Новобри-
танская дуга-дуга Соломоновых островов).
Геофизические особенности. Сейсмичность.
Почти все глубокофокусные и промежуточ-
ные землетрясения, равно как и большая
часть неглубоких, приурочены к островным
дугам и желобам [10]. Очаги большинства
этих землетрясений сосредоточены вдоль
наклонных сейсмических зон (зон Вадати-
Беньоффа) толщиной 20-30 км, начинаю-
щихся в желобах и падающих под соседние
островные дуги. Некоторые дуги, например
Алеутская, представлены серией блоков или
сегментов, каждый из которых характери-
зуется собственной эволюцией сейсмичнос-
ти и вертикальных движений и почти не
зависит от соседних блоков [24]. Механиз-
мы неглубоких сейсмических очагов под
преддуговой областью свидетельствуют
преимущественно о пологопадающих над-
вигах вдоль плоскостей, согласующихся с
векторами субдукции. Сейсмические иссле-
дования выявили также наличие связанных
с растяжением мелкозалегающих сбросов в
активных междуговых бассейнах и зон рас-
сеянной сейсмичности, иногда связывающих
наклонную сейсмическую зону с активной
вулканической цепью (рис. 3).
При таком распределении сейсмичности
субдукционный блок определяют как зону
высокой добротности Q (слабого затухания
сейсмической энергии), откуда следует вы-
вод о высокой жесткости погружающейся в
процессе субдукции холодной океанической
литосферы. Зоны низких Q (сильного зату-
хания) присущи верхней литосфере в актив-
ных междуговых бассейнах, расположенных
за фронтальными дугами. Требуемые для
этого высокие температуры в литосфере
согласуются с известными данными о вул-
канической активности и высокими значе-
ниями теплового потока в обоих районах.
Сила тяжести. Большие отклонения от
изостатического равновесия, наблюдаемые
над желобами и островными дугами, извест-
ны еще с 1920-х годов из пионерной работы
Венинг-Мейнеца. Начиная с обширного гра-
витационного максимума мористее жело-
ба, аномалия силы тяжести в свободном
воздухе снижается до —200 мгал и еще
ниже вблизи оси желоба, после чего возрас-
тает до 100-300 мгал над островной дугой
(см. рис. 3). Гравитационный минимум, как
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
171
1’ис. 3. Обобщенные профили теплового потока, гравитационной аномалии в свободном воздухе,
сейсмичности и затухания (Q) сейсмических волн вкрест простирания островной дуги.
правило, смещен на несколько километров
от оси желоба в сторону дуги и распола-
1ается над нижним склоном. Это несовпа-
1ение с батиметрической осью обычно при-
писывают сравнительно низкой плотности
осадков на прилегающем к дуге склоне
желоба [8]. Раньше такие гравитационные
профили объяснялись утонением океаничес-
кой коры под океаническим склоном жело-
ба. В более поздних моделях, например в
модели Гроу [7], предложенной для Алеут-
ской дуги, они объясняются влиянием хо-
'юдного погружающегося литосферного
блока, поэтому утонения коры в них не
«ребуется. Упругий изгиб океанической
плиты, вызванный субдукционными сила-
ми, также влияет на профиль силы тяжести,
особенно в районе внешнего гравитацион-
ного максимума [27].
Избыточная масса, необходимая для соз-
ыния гравитационного максимума над
ос 1 ровной дугой, обеспечивается плотностью
субдукционного блока. В некоторых дугах,
например в Курильской, гравитационный
максимум несколько сдвинут от линии
активных вулканов в сторону моря, тогда
как в других, например в Алеутской, он
находится точно над островами. За остров-
ной дугой гравитационные аномалии в сво-
бодном воздухе уменьшаются, но остаются
почти всегда положительными (и неболь-
шими по величине) на протяжении окраин-
ных бассейнов.
Тепловой поток. Для наиболее активных
дуг и междуговых бассейнов характерно
неизменное увеличение теплового потока
от желоба к тыловой части дуги (см. рис. 3).
Величина теплового потока в преддуговой
области мала и составляет менее 1 единицы
теплового потока (ЕТП). В окрестности
вулканической дуги она значительна, но
изменчива. Тепловой поток за дугой зави-
сит от возраста окраинного бассейна [26].
Высокие и довольно устойчивые значения
теплового потока наблюдаются главным
образом в активных междуговых бассейнах
с режимом растягивающих напряжений, а в
более древних пассивных окраинных бас-
172
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
ссйнах его величина приближается к нор-
мальной (около 1 ЕТП).
Низкие значения теплового потока в
преддуговой области связывают с опуска-
нием изотерм в процессе субдукции отно-
сительно холодной океанической литосфе-
ры. Процессы сдвигового трения, адиаба-
тического разогрева и экзотермических фа-
зовых переходов в минералах, протекаю-
щие на верхней поверхности субдукционно-
го блока, приводят к выделению тепла,
которое выносится наверх благодаря миг-
рации магмы. Активный магматизм в меж-
дутовых бассейнах служит дополнительным
источником тепла, но циркуляция воды в
верхней коре в районах, где нет осадков,
понижает тепловой поток до значений ме-
нее 1 ЕТП. В более древних окраинных
бассейнах величина теплового потока близ-
ка к типичной для океана и определяется не
приповерхностным магматизмом, а более
глубокими источниками в мантии.
Петрология и геохимия. Для островных
дуг характерны породы базальт-андезит-
дацит-риолитовой серии, объединяемой
одним общим названием орогенной вулка-
нической серии. Содержание SiO2 в этих
породах меняется непрерывно (менее 52%
SiO2 в базальтах, 52-62% в андезитах,
62-66% в дацитах и более 66% в риоли-
тах). В незрелых молодых островных дугах
(таких, как Марианская, Тонга и Скоша)
встречаются базальтовые породы всех ти-
пов вплоть до риолитов, но преобладают
базальты и андезит-базальты. В более раз-
витых дугах (Зондская, Алеутская и Япон-
ская) состав пород варьирует в тех же
пределах, но по объему преобладают анде-
зиты [21].
Исходя из содержания главных петро-
генных элементов, в островных дугах мож-
но выделить три ассоциации: островодуж-
ные толеиты, известково-щелочные породы
и шошониты (высококалиевые известково-
щелочные породы) [22]. Пространственно-
временное распределение этих трех ассо-
циаций контролируется эволюцией остров-
ной дуги. Толеиты островных дуг, лишь
незначительно отличающиеся от океаничес-
ких толеитов, встречаются преимуществен-
но на той стороне дуги, которая прилегает
к желобу, и извергаются на ранних стадиях
ее эволюции. По мере дальнейшей эволю-
ции дуги во все более удаленных от желоба
зонах развиваются сначала известково-ще-
лочные, а затем шошонитовые породы. Пе-
реход от толеитов островных дуг к извест-
ково-щелочным ассоциациям непрерывен и
характеризуется ростом значений К2О и
K2O/Na2O и уменьшением содержания же-
леза в направлении от желоба к тыловой
стороне дуги (рис. 4). Толеиты островных
дуг имеют первичный, или хондритовый,
состав редкоземельных элементов, тогда
как известково-щелочная и шошонитовая
ассоциации сильно обогащены легкими ред-
коземельными элементами и так называе-
мыми несовместимыми рассеянными эле-
ментами (например, Rb, Ba, Zr, Th и U) при
данном уровне содержания SiO2.
Дикинсон [3] показал, что содержание
калия постоянно растет с углублением нак-
лонной сейсмической зоны, но его связь с
расстоянием от оси желоба не столь прос-
та. Поверхностное распределение и направ-
ленность изменений состава пород различ-
ных ассоциаций, а также результаты лабо-
раторных геохимических исследований поз-
воляют сделать вывод, что на глубине дейст-
вуют два разных механизма, связанных с
субдукцией. На ранней фазе происходит
частичное плавление вещества мантии выше
погружающейся плиты и генерируются
толеиты островных дуг. При продолжитель-
ной субдукции генерация магмы вступает в
новую, более позднюю фазу, которая обус-
ловлена не только частичным плавлением
вещества субдуктирующей океанической
коры, но и последующей реакцией с выше-
лежащей мантией, что и порождает извест-
ково-щелочную серию. Известково-щелоч-
ные магмы зарождаются на больших глу-
бинах, чем толеиты островных дуг, и поэто-
му в горизонтальной плоскости они удале-
ны от желоба на большее расстояние.
Вовлеченные в субдукцию осадки, по-
видимому. не играют большой роли в гене-
рации магм островных дуг, однако считает-
ся, что водосодержащиеся минералы (на-
пример, амфибол и серпентин), входящие в
состав материнской субдуктирующей океа-
нической коры, на глубинах около 100 км
поддерживают высокое давление летучих
до значений, необходимых для генерации
островные дуги
173
Рис. 4. Петрологические и гео-
химические тренды вкрест про-
стирания зрелой островной дуги
нсмасштабный разрез). Стрел-
ки показывают направление уве-
шчения содержаний.
-*---------Кг0, KjO/NttjO
----------*- Обогащение железом
*---------Легкие рейкоземельные элементы,
Активные Rb,B<x,Zr,Th,U
вулканы
щесь магм. В зонах распространения извест-
ково-щелочных вулканитов островных дуг
и континентальных окраин (Андской) были
выделены сходные тренды в распределении
содержаний главных и рассеянных элемен-
те В неокеанических дугах весьма вероят-
на определенная контаминация поднимаю-
щихся магм веществом континентальной
коры. Подробное описание распределения
по составу пород островных дуг и механиз-
мов образования различных ассоциаций
пород можно найти в работах [11, 21, 22].
Кривизна дуги. Почти все островные
дуги и желоба имеют дугообразную форму
и обращены своей выпуклостью в сторону
погружающейся плиты, и это является наи-
более характерной их особенностью в гло-
бальном масштабе. С геометрической точ-
ки зрения, эту специфическую форму мож-
но объяснить как результат пересечения
погружающегося блока океанической коры
со сферической поверхностью Земли. Ана-
логичный эффект можно получить, вдавив
участок поверхности полой тонкостенной
сферы, например, пинг-понгового шарика.
Франк [6] отметил, что в случае тонкой
। ибкой, но нерастяжимой полой сферы угол
падения продавленного участка (погружаю-
щегося блока) связан с радиусом кривизны
(уги на поверхности соотношением Ra =
Re sin (0/2), где Ra радиус дуги, ^ра-
щу с Земли и 0-угол падения погружающе-
1 ося блока. Из этого уравнения следует, что
сильно искривленным дугам должно соот-
ветствовать пологое падение зоны субдук-
ции, тогда как слабо искривленные дуги
указывают на более крутое падение этого
блока. Проверяя это соотношение по дан-
ным различных наклонных сейсмических
зон, Де Фацио [1] пришел к выводу, что
оно хорошо выполняется для более круп-
ных дуг, таких, как Алеутская, Курильская
и Яванская, и плохо для небольших, сильно
искривленных желобов в таких системах,
как Марианская, Пуэрто-Рико и Тонга.
В последнем случае погружающийся блок
должен был подвергаться сильным дефор-
мациям, проявляющимся в виде разрывов
или складок скалывания, параллельных
вектору субдукции [9].
Пути эволюции. Геологическое строение
систем островных дуг отражает непрерыв-
ные динамические процессы взаимодейст-
вия конвергентных окраин плит. Разнооб-
разие современных островных дуг позво-
ляет расставить эволюционные вехи в исто-
рии развития дуги. Особенности этой эво-
люции варьируют в зависимости от пре-
дыстории процесса субдукции, наличия осад-
ков, а также от того, имело ли место в
историческом прошлом плиты рифтообра-
зование с отделением фрагмента континен-
тальной коры, как, например, в Японской
дуге. Три процесса играют ключевую роль
в эволюции дуги: аккреция в преддуговой
области, вулканизм, формирующий фрон-
тальную дугу, и растяжение коры, приводя-
щее к раскрытию междугового бассейна.
174
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
Преддуговая аккреция. Не весь материал,
слагающий верхнюю часть погружающейся
океанической плиты, попадает в глубь ман-
тии. Небольшая, но значительная часть
верхней коры сдирается и присоединяется
к ведущей кромке надвигающейся плиты.
Этот перенос вещества от нижней плиты к
верхней называется аккрецией, а весь мате-
риал, присоединенный к фронтальной зоне
руги,-аккреционной призмой, или клином.
Ширина преддугового бассейна и нижнего
склона увеличивается по мере того, как
аккреционная призма разрастается вверх
и в сторону океана. Длительная аккреция
приводит к проседанию погружающейся
плиты и выполаживанию верхнего участка
наклонной сейсмической зоны, как показа-
ли Кариг и др. [15].
Размеры аккреционной призмы и ши-
рина разрыва дуга-желоб, грубо говоря,
пропорциональны длительности активнос-
ти на конкретной окраине погружающейся
плиты. Размеры аккреционных призм варьи-
руют от огромных осадочных массивов
шириной в десятки километров (дуги Алеутс-
кая и Зондская) до нескольких километров
у подошвы нижнего склона (как показало
глубоководное бурение в районе Японской
дуги).
Вулканические тренды. Вулканическая
активность возникает спустя несколько
миллионов лет после начала субдукции
вдоль четко определенной линии или узкой
зоны, расположенной на одинаковом по
вертикали расстоянии от нижезалегаюшей
наклонной сейсмической зоны. Если суб-
дукция продолжается в течение десятков
миллионов лет, состав и расположение
центров ву чканической активности посте-
пенно меняются Как упоминалось выше,
вулканизм поздних стадий становится бо-
лее щелочным, и механизмы, лежащие в
основе магмообразования, несколько отли-
чаются от механизма начальной стадии
толеитового вулканизма островных дуг.
Удаление фронта вулканической активнос-
ти от желоба приводит к увеличению зоны
разрыва дуга-желоб и развитию геохими-
ческой зональности, показанной на рис. 4.
Более поздние магматические очаги постав-
ляют меньшее количество вещества, чем
вулканические центры первоначального маг-
матического фронта. Промежутки между
вулканическими центрами заполнены огром-
ными массами вулканокластического мате-
риала, это увеличивает ширину фронталь-
ной дуги.
Задуговой спрединг. Междуговые бассей-
ны образуются в результате деформации
растяжения, вследствие которой вулкани-
ческая дуга расщепляется на фронтальную
и остаточную дуги. Хотя истинная природа
процесса растяжения остается до конца не
выясненной, по крайней мерс в нескольких
системах островных дуг, таких, как Ма-
рианская и Лау, в центральной, лишенной
осадков, области междугового бассейна
происходит излияние базальтов. Проявле-
ниями вулканической деятельности явля-
ются подушечные базальты и близкие фор-
мы излияний лавы, но не вулканические
конусы или подводные горы. Осевая рифто-
вая зона и линейные магнитные аномалии
океанической коры в междуговых бассейнах
выражены не столь четко, как в срединно-
океанических системах спрединга. Однако
в междуговых бассейнах встречаются не-
большие районы, в которых идентифици-
рованы центры активного спрединга и кор-
релируемые линейные магнитные анома-
лии. Результаты исследований в Марианс-
кой впадине, выполненных в рамках Проек-
та глубоководного бурения (рейс 60), под-
твердили наличие медленного симметрич-
ного спрединга от осевого поднятия со
скоростью, измеряемой приблизительно
2 см/год.
Тыловые части большинства островных
дуг остаются неподвижными относительно
континентальной или пассивной коры окраин-
ного бассейна. По мере раскрытия между-
гового бассейна под действием деформаций
растяжения фронтальная дуга продвигается
наружу (в сторону океана) на океаническую
плиту, увеличивая тем самым расстояние
между желобом и центром задугового спре-
динга. Когда оно становится слишком боль-
шим, активность этого первоначального
центра прекращается. Новый эпизод заду-
гового спредигга может начаться в новом
центре спрединга, расположенном ближе к
фронтальной туте Целый ряд центров за-
дугового спрединга, последовательно акти-
визировавшихся на протяжении нескольких
ОСТРОВНЫЕ ДУГИ
175
iccHiKOB миллионов лет, может создавать
широкие окраинные бассейны.
Обращения полярности дуги. В большинст-
ве систем островных дуг вулканическая ду-
III расположена между континентом и же-
юбом, а наклонная сейсмическая зона па-
ысг в сторону континента. Однако некото-
рые дуги имеют обратную полярность, ког-
UI желоб находится между континентом и
Ki1вной островной дугой, а наклонная
(тйсмическая зона падает в сторону от
континента. Длительное время такая кон-
фи! урация не может оставаться устойчи-
вой, поскольку в процессе субдукции здесь
hoi лощается кора окраинного бассейна.
Koi да вещество окраинного бассейна пол-
ностью израсходовано, субдукция либо
полностью прекращается, либо перемеща-
йся на другую сторону дуги, сменив тем
с имым полярность на нормальную, а паде-
пи< сейсмической зоны на противополож-
ное. Этот переход, называемый обращением
по/ ярности дуги, может наступить также в
|К1уль? ате столкновения двух дуг или по-
ывления процесса субдукции хребтом спре-
линга либо плавучим блоком коры. Обра-
ти ния полярности дуги, как полагают, име-
II' место в системах Новые Гебриды, Соло-
моновых островов и Лусон. Об обращении
полярности может свидетельствовать об-
р.нный порядок геохимической зональнос-
ш или аномальная последовательность
морфологических и тектонических элемен-
юв в комплексе дуги.
Уильям Дж. Швеллер (William J.
Schweller, Chevron Oil Field Research
Company, P. О Box 446 La Habra,
California 90631).
ЛИТЕРАТУРА
I De Fazio T.L., 1974, Island-arc and underth-
rust-plate geometry, Tectonophysics 23, 149 154
Dckinson W. R., 1973, Widths of modern arc-
trench gaps proportional to past duration of
igneous activity in associated magmatic arcs,
Jour. Geophys. Research 78, 3376- 3389.
1 Dickinson W.R., 1975, Potash-depth (K-h) rela-
lions in continental margins and intra-oceanic
uiagmatic arcs, Geology 3, 53-56.
I Dickinson W. R. and Seeley D. R., 1979, Structure
i nd stratigraphy of forearc regions, Am. Assoc.
Petroleum Geologists Bull. 63, 2-31.
5. Fisher R.L. and Engle C.G., 1969, Ultramafic
and basaltic rocks dredged from the nearshore
flank of the Tonga Trench, Geol. Soc. America
Bull. 80. 1373-1378.
6. Frank F. C., 1968, Curvature of island arcs,
Nature 220, 363.
7. Сгон J. A., 1973, Crustal and upper mantle
structure of the central Aleutian arc, Geol. Soc.
America Bull. 84, 2169-2192
8. Hayes D.E., and Ewing M., 1970, Pacific boun-
dary structure, in А Ё Maxwell, ed., The Sea,
vol. 4, pt. 2. New York: John Wiley and Sons,
29-72.
9. I sacks B.L. and Barazangi M., 1977, Geometry
of Benioff zones: lateral segmentation and down-
wards bending of the subducted lithosphere, in
M. Talwani and W.C. Pitman, III, eds., Island
Arcs, Deep Sea Trenches and Back-arc Basins.
Washington, D. C.: American Geophysical Union
(Maurice Ewing Ser. 1), 99-114.
10. Isacks B„ Oliver J. and Sykes L. R., 1968, Seismo-
logy and the new global tectonics, Jour. Geop-
hys. Research 77, 5000-5032.
11. Jakes P. and White A. J R., 1972, Major and
trace element abundance in volcanic rocks of
orogenic areas, Geol. Soc. America Bull. 83,
29-40.
12. Karig D.E., 1972, Remnant arcs, Geol. Soc.
America Bull. 83, 1057-1068.
13. Karig D. E., 1974 Evolution of arc systems in the
western pacific, Annual Reviews of Earth and
Planetary Sci. 2, 51-75.
14. Karig D.E. and Sharman G.F., HI, 1975, Sub-
duction and accretion in trenches, Geol. Soc
America Bull. 86, 377-389.
15. Karig D. E., Caldwell J. G. and Partnentier E. M.,
1976, Effects of accretion on the geometry of the
descending lithosphere, Jour. Geophys. Research,
81, 6281-6291.
16. Kulm L.D. and von Huenc R.E., 1973, Initial
Reports of the Deep Sea Drilling Project, vol. 81.
Washington, D.C.: U.S, Government Printing
Office, 930 pp.
17. Lake P., 1931, Island arcs and mountain buil-
ding, Geog. Jour. 78, 149-155.
18. Meyerhoff A. A., Meyerhoff H.A and Briggs
R.S., Jr., 1972, Continental drift, V: Proposed
hypothesis of earth tectonics, Geol. Jour., 80,
663-692.
19. Moore G.F., and Karig D.E., 1976a. Develop-
ment of sedimentary basins on the lower trench
slope, Geology, 54, 693-697.
20. Moore J.C. and Karig D.E., 1976b. Sedimento-
logy, structural geology, and tectonics of the
Shikoku subduction zone, southwestern Japan,
Geol. Soc. America Bull. 87, 1259-1268.
21. Ringwood A. E., 1974, The petrological evolution
of island arc systems, Geol. Soc. London Quart.
Jour. 130, 183 204
22. Ringwood A.E., 1977, Petrogenesis in island arc
systems, in M. Talwani and W.C. Pitman, Ш,
eds., Island Arcs, Deep Sea Trenches and Back-
Arc Basins, Washington, D.C.: American Geop-
hysical Union (Maurice Ew>ng Ser. 1), 311-324.
23. Seely D.R., Vail P R. and Walton G.G., 1974,
176
островные дуги
Trench slope model, in C. A. Burk and C. L.
Drake, eds., The Geology of Continental Mar-
gins. New York: Springer-Verlag, 249-260.
24. Spence W., 1977, The Aleutian arc: tectonic
blocks, episodic subduction, strain diffusion, and
magma generation, Jour. Geophys. Research 82,
213-229.
25. Vening Meinesz F. A., 1951, A third arc in many
island arc areas, Koninkl. Nederlandse. Akad.
Wetensch. Proc. (Ser. B54), 432-442.
26. Watanabe T.; Langseth M. G., and Anderson R. N.,
1977, Heat flow in back-arc basins of the western
Pacific, in M. Talwani and W.C. Pitman, III,
eds., Island Arcs, Deep Sea Trenches and Back-
Arc Basins. Washington, D. C.: American Geop-
hysical Union (Maurice Ewing Ser. 1), 137-161.
27. Watts A. B. and Talwani M., 1974, Gravity ano-
malies seaward of deep-sea trenches and their
tectonic implications, Royal Astron. Soc. Geop-
hys. Jour. 36, 57-90.
ОТПЕЧАТКИ ЛЕДЯНЫХ КЛИНЬЕВ -
см. КРИОТУРБАЦИЯ
ОТРИЦАТЕЛЬНЫЕ МАГНИТНЫЕ
АНОМАЛИИ-см. ОКЕАНИЧЕСКАЯ КОРА,
ГЕОМЕТРИЯ ГЕОМАГНИТНОГО ПОЛЯ
ПАДЕНИЕ-см. ПАДЕНИЕ
И ПРОСТИРАНИЕ
ПАДЕНИЕ И ПРОСТИРАНИЕ
Для расшифровки и картирования гео-
логического строения какого-либо района
необходимо знать расположение в про-
странстве различных наклонных плоскос-
тей (поверхностей напластования, разломов,
трещин, плоскостей кливажа и листоватос-
ти). Измеряются две характеристики ориен-
тировки, или залегания, указанных плос-
костей-падение и простирание. Падение
включает два элемента: направление макси-
мального наклона плоскости относительно
горизонтали (линии падения) и угол между
этим направлением и горизонтальной плос-
костью (рис. 1) [2]. Простирание - линия
пересечения наклонной и горизонтальной
плоскостей (в частности, линия пересечения
плоскости слоистости с горизонтальной по-
верхностью воды, как показано на рис. I).
Угол падения всегда измеряется в верти-
1*ис. 1. Падение и простирание слоев, определяе-
мые по поверхности стоячей воды. Стрелками d
И d показаны направления соответственно ис-
питого и видимого падений [4].
440
кальной плоскости и отсчитывается от го-
ризонтальной. Линии падения и простира-
ния перпендикулярны друг другу. Если
угол падения измерен в направлении немак-
симального наклона плоскости, то полу-
чается так называемое выборочное [4] или
[3] видимое падение (рис. 1).
Измеренные в поле падения и простира-
ния наносят в соответствующих местах на
карту. Для этого через данную точку в
направлении простирания проводится ко-
роткая черточка, а под прямым углом к
ней-маленькая черточка, указывающая
направление падения; рядом пишется вели-
чина (т. е. угол) падения (рис. 2, а и 3, а).
Для вертикальной пачки слоев простирание
указывают длинной чертой, которую пере-
секают маленькой черточкой (рис. 2, в).
Специальный значок (рис. 2,6), если жела-
тельно, используется для горизонтальной
толщи. В работе [3] приведен полный спи-
сок обозначений падения и простирания
для разломов, трещин, кливажа и сланце-
ватости вместе с методами измерения паде-
ния и простирания в поле и на картах.
Для описания и обозначения различ-
ных направлений, например простирания
(рис. 3) [4], в США и Канаде обычно при-
меняют метод квадрантов. Каждая из чет-
вертей окружности градуируется от 0 до 90°
вправо и влево от направления на север в
верхних квадрантах и аналогично от на-
правления на юг - в нижних квадрантах
(рис. 3,6). В записи простирания всегда
указывается направление относительно се-
вера, например С20°В, т. е. 20° от С к В.
Тогда соответствующее падение можно
обозначить как 32° Ю70°В, т.е. угол паде-
ния 32° в направлении 70° от Ю к В по
компасу (рис. 3).
В горной промышленности геологи тра-
диционно регистрируют наклоны плоскости
разлома вместо падения [2]. Это угол меж-
178
ПАДЕНИЕ И ПРОСТИРАНИЕ
Рис. 2. Обозначения падения и простирания для наклонной, горизонтальной и вертикальной толщ на
блок-диаграмме (вверху) и на картах (внизу), а-наклонная толща; б-горизонтальная толща;
«-вертикальная толща (положение числа 90° можно использовать для указания кровли слоя [1]).
С Линия
I \ простирания
Узг° «гол
падения
/Г
/ Направление
' падения
9п° Направление
dU простирания
Рис. 3. ^ пояснение к обозначе-
ниям падения и простирания на
карте; б-градуировка квадрантов
компаса. Падение и простирание
поясняются с помощью пунктир-
ных линий. На некоторых компасах
градуируется вся окружность от 0
до 360° по часовой стрелке от точки
севера N. На таком компасе угол
падения 110° эквивалентен в квад-
рантном обозначении Ю70°В.
ду линией падения и вертикалью, т. е. углы
падения и наклона являются дополнитель-
ными
Джон Е Дамут (John Е. Damuth,
Mobile Research and Development,
P.O. Box 345100-1377 Midway
Farmer’s Branch, Texas 75234).
ЛИТЕРАТУРА
1. Billings M.P., 1954, Structural Geology, 2nd ed.
Englewood Cliffs, N. J.; Prentice-Hall, Inc., 514 p.
2. Holmes A., 1965, Principles of Physical Geology,
2nd ed. New York: Ronald Press Co., 1288 p.
3. Lahee F.H., 1961, Field Geology, 6th ed. New
York: McGraw-Hill Book Co., Inc., 926 p.
4. Longwell C. R. and Flint R. F., 1962, Introduction
to Physical Geology, 2nd ed. New York: John
Wiley and Sons, Inc., 504 p.
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
179
ПАЛЕОКЛИМАТОЛОГИЯ-см. ГОНДВАНА
II \ЛЕОМАГНЕТИЗМ-
см. ДРЕЙФ
КОНТИНЕНТОВ,
ПАЛЕО МАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ;
IЕКТОНИКА ПЛИТ,
ВОЗРАЖЕНИЯ ПРОТИВ
II А РАЗИТИЧЕСКИЕ СКЛАДКИ-
см. ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ)
СКЛАДКИ
11АРАЛИАГЕОСИНКЛИНАЛБ-
I ЕОСИНКЛИНАЛИ И ГЕОКЛИНАЛИ
ПАРАЛЛЕЛЬНЫЕ ТРЕЩИНЫ-
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
ПЕРВИЧНАЯ КОЛЬЦЕВАЯ СИНКЛИНАЛЬ-
см. ГАЛОКИНЕЗ
ПЕРЕСЕЧЕНИЕ СЛОИСТОСТИ
И КЛИВАЖА-см. ЛИНЕЙНОСТЬ
ПЕРИСТЫЕ ТРЕЩИНЫ см. ТРЕЩИНЫ
И РАЗРЫВЫ
ПЕТРОСТУКТУРНАЯ ДИАГРАММА-
см. СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
ПЕТРОСТРУКТУРНАЯ ОБЛАСТЬ
см. СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
ПЛАВЛЕНИЕ см. УДАРНЫЕ ЭФФЕКТЫ
В ГОРНЫХ ПОРОДАХ И МИНЕРАЛАХ
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ
ГОРНЫХ ПОРОД
И ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ
МИНЕРАЛОВ
Напряжения, приложенные к горной по-
роде или минералу, пропорциональны де-
формациям до тех пор, пока не превзойден
предел упругости. Линейная связь между
напряжениями и деформациями определя-
ется законом Гука. При напряжениях выше
предела упругости порода, минерал или
какой-либо другой материал испытывают
। '•
пластическую деформацию (рис. 1), в про-
цессе которой тело непрерывно изменяет
свою форму, не теряя, как при разрушении,
сплошности.
Многие породы из орогенных поясов
сохраняют признаки протекавшей в них
пластической деформации. К индикаторам
деформаций относятся некоторые ископае-
мые организмы, искажения первичных текс-
тур (такие, как знаки ряби или косая слоис-
тость), деформированные обломки в кон-
гломератах и оолиты [1] (см. Деформиро-
ванные ископаемые организмы и другие инди-
каторы деформаций) Механизмы пласти-
ческой деформации включают внутри- и
межзерновое скольжение и рекристалли-
зацию.
Межзерновое скольжение. Межзерновое
скольжение-это перемещение отдельных
зерен породы относительно друг друга.
Эти движения, вызывающие деформацию
породы, аналогичны смещениям внутри по-
лости взрыва, испытывающей нагрузку. В
слабоцементированной обломочной поро-
де, такой, как кварцевый песчаник, легко
осуществляется скольжение зерен, но в
большинстве изверженных и метаморфи-
ческих пород и во многих осадочных по-
родах межзерновые движения появляются
лишь после того, как зерна в процессе
грануляции обособляются друг от друга. В
милонитах, образующихся вдоль зон раз-
ломов, пластическая деформация происхо-
дит в результате дробления пород с после-
дующим межзерновым скольжением. Кро-
ме того, в метаморфизованных породах
(исключая мрамор) существенная доля плас-
тической деформации, вероятно, связана с
относительными движениями зерен в усло-
виях умеренных или высоких температур и
давлений.
Внутрнзерновое скольжение. Минералы в
горных породах обычно содержат признаки
пластической деформации, указывающие на
трансляционное кристаллическое скольже-
ние, механическое двойникование и переме-
щение дислокаций в кристалле. В шлифах
можно наблюдать различные особенности:
изогнутые и сдвойникованные зерна каль-
цита и доломита в мраморе, резкие изгибы
или изломы зерен в биотите и энстатите,
волнистое погасание и ламелли в кварце.
180
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
Рис. 1. Диаграмма напряже-
ние-деформация для твер-
дого тела, испытывающего
вначале упругую деформа-
цию, а затем пластическую.
На основе микроскопических исследований
монокристаллов и кристаллических агрега-
тов, подвергнутых деформациям в лабора-
торных установках, были предложены раз-
нообразные механизмы скольжения, объяс-
няющие происхождение наблюдаемых струк-
тур в этих и других минералах. Эти экспе-
рименты обычно проводятся в условиях вы-
соких температур и (или) давлений, чтобы
наблюдать пластическое поведение материа-
лов, так как при нормальных условиях боль-
шинство породообразующих минералов
относятся к хрупким. Пластичности кристал-
лов также способствует рост давления воды,
так как оно уменьшает сопротивление внутри-
зерновому скольжению.
Трансляционное скольжение. При транс-
ляционном скольжении атомные плоскости
под действием сдвигового напряжения пе-
ремещаются на расстояния, кратные наи-
меньшему межатомному расстоянию в дан-
ном кристаллографическом направлении
(рис. 2). Плоскости и направления переме-
щения имеют рациональные кристаллогра-
фические индексы, так как скольжение легче
осуществляется вдоль плоскостей наиплот-
нейшей атомной упаковки и в направлении
кратчайшего расстояния между атомами. В
случае кристаллов металлов эта тенденция
считается правилом, но породообразующие
минералы имеют более сложные кристал-
лические структуры, и для них это правило
не всегда применимо. Как видно из табл. 1,
в таких минералах скольжение происходит
не по одной кристаллической плоскости, и.
кроме того, в данной плоскости скольже-
ния могут образоваться несколько направ-
лений скольжения. Комбинация плоскости
и направления скольжения задает систему
скольжения.
Рис. 2. Трансляционное скольжение в галите в
направлении t по плоскости скольжения Т =
= (НО); а единичная трансляция.
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
181
Таблица I. Механизмы скольжения в породообразующих минералах
Минерал Плоскосп скольже- ния, Т > Направление скольжения, г Элементы двойникования, К, Hi Условия
1 алит {ИО} {100} {111} [110] [100] [ПО] {111} [112]
Кальцит {1011} {0221} [(1011): (2021)] [(0221): (1101)] {0112} [(01Т2):(Т10Т)]
1<> ломит {0001} [(0001): (1011)] {0221} [(0221): (2110)]
Кварц (0001) {1010} {1010} {1010} {1120} {1122} [1120] [0001] [1210] [1213] [0001] [1123] Низкие Т, боль- шие £ Высокие Т, ма- лые £
11 1агиоклаз (ОЮ) Нерациональные индексы (010) Нерацио- нальные ин- дексы (альбито- вый закон) Нерациональные индексы [010] (периклиновый закон) Вблизи (001)
Ыстатит (100) [001] (100) [001] Переход в кли- иоэнстатит типа двойникования при низких Т и высоких ё
Диопсид (100) [001] (001) [100] (100) [001]
< Глинин (100) (100) {110} [001] [010] [001] Низкие Т, боль- шие Ё Средние Т, Ё
{0W} [100] В основном плос- кость (001), (010) Высокие Т, ма- лые £
Для трансляционного скольжения харак-
1срно образование пачек близко располо-
женных плоскостей скольжения, разделен-
ных полосами материала, не испытываю-
щего скольжения (рис 3). Эти пакеты сколь-
жения создают видимые смещения в тех
местах, где они пересекают свободную по-
верхность. Их называют полосами скольже-
ния, но на монокристаллах цилиндрической
формы, если скольжение происходит парал-
лельно образующей цилиндра, они не вид-
ны, поскольку в этом случае смещения не
происходит. Полосы скольжения исполь-
зуются в экспериментальных наблюдениях
для определения системы скольжения в ци-
линдрических образцах моно- и поликрис-
таллов кварца, кальцита, оливина и пирок-
сенов.
Критическое скалывающее на-
пряжение. Согласно закону Шмида, в
данной системе движение скольжения начи-
наемся, когда сдвиговое напряжение, при-
ложенное к кристаллу, превысит некоторое
критическое значение. Рассмотрим кристал-
182
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
Рис. 3. Полосы скольжения, показывающие сме-
щение на монокристаллическом цилиндре, к тор-
цам которого приложено сжимающее напряже-
ние о.
лический цилиндр, испытывающий одноос-
ное сжатие (рис. 3), и обозначим угол меж-
ду осью нагружения и направлением сколь-
жения через X. Если на торце образца дейст-
вует сжимающее (нормальное) напряжение
о, то напряжение сдвига на плоскости
скольжения определяется по формуле
т = о cos Ф cos X,
где Ф - угол между осью нагружения и нор-
малью к плоскости скольжения. Коэффи-
циент приложенного сдвигового напряже-
ния So определится как
So = т/о — cos Ф cos X.
В кристаллографически эквивалентных сис-
темах скольжения, таких, как грани ром-
боэдра в кальците, скольжение начинается
либо на одной плоскости, если коэффициент
So достигает некоторого наибольшего зна-
чения, или по двум плоскостям, если к ним
приложены одинаковые напряжения. В слу-
чае неэквивалентных систем скольжения пе-
ремещение наступает при достижении кри-
тического напряжения, относящегося к одной
из систем. С ростом температуры величина
критического напряжения, инициирующего
скольжение, уменьшается.
Внутреннее и внешнее вращение.
Если некоторый плоскостный элемент в
кристалле типа двойниковой пластинки
занимал до скольжения положение ОВ
(рис. 4), то обычно в результате скольже-
ния он поворачивается и попадает в поло-
жение ОВ. Поскольку вращение происхо-
дит относительно кристаллографической
системы координат, оно называется внут-
ренним вращением. В стереографической
проекции при данной системе скольжения
внутреннее вращение осуществляется во-
круг оси. определяемой пересечением плос-
кости скольжения Т с вращающейся плос-
костью структуры ОВ. Направление внут-
реннего вращения соответствует направле-
нию сдвига в плоскости скольжения.
Внешнее вращение -это поворот кристал-
лической решетки относительно некоторой
внешней фиксированной системы коорди-
нат. Внутри монокристалла внешнее вра-
щение приводит к разрывному скольжению
вдоль плоскостей скольжения, так что об-
разуются изгибы или кинкбанды. показан-
ные на рис. 5, а а 6, б. Полосы излома
Рис. 4. а-простой сдвиг квадрата ОАВС в положение О А ВС пугем трансляционного скольжения по
направлению АВ дает внутренний поворот О В к О В на угол 6-Ф; б-стереографическая проекция,
показывающая поворот отрезка ОВ в положение ОВ при скольжении по плоскости Т в указанном
направлении.
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
183
Рис. 5. а-внешнее вращение плос-
кое ги скольжения Т в монокристал-
ле. связанное со скольжением в по-
,ц>сс излома (кинкбанде), ГК гра-
ница кинкбанда, ER ось внешнего
вращения; б-стереографическая про-
. кция, показывающая поворот пло-
1 кости скольжения Т на угол 0-а
вокруг оси ER-линии пересечения
I и ГК, перпендикулярной направ-
С11ИЮ скольжения I.
0,1 им
I------------
в
Рис. 6. Микрофотографии, показывающие характерные особенности пластической деформации
минеральных зерен, а-полосы скольжения на поверхности оливиновых зерен, отполированных до
«'формации при высоких давлении и температуре; б-полосы скольжения (СЗ) и кинкбанды (СВ) на
к рис кианита, деформированном при высоком давлении (отраженный свет); « механическое
цюииикование в плоскости (100) с направлением CQ3 (на фотографии) и в плоскости (011) с
шшравлением ВЗ (проходящий свет, николи скрещены); г оливиновое зерно с субзернами, образо-
вавшимися при переползании дислокаций в условиях высоких температур (проходящий свет, николи
• крещены). (Фотографии любезно предоставил Роли.)
184
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
Рис. 7. Механическое двойникование при про-
стом сдвиге структуры на угол *Р в направлении
т)±; Кг - плоскость двойникования; г], - направле-
ние двойникования.
(кинкбанды) граничат с плоскостями, раз-
деляющими разрывы плоскостей скольже-
ния. В лабораторных испытаниях обычно
наблюдаются кинкбанды, образующиеся
как следствие граничных условий, заданных
на концах образца. В поликристаллах ана-
логичные условия создаются на границах
между соседними зернами. Ось внешнего
вращения ER располагается в плоскости
скольжения Т перпендикулярно направле-
нию скольжения (рис. 5,6). Направление
внешнего вращения противоположно на-
правлению сдвига, нормаль к плоскости
скольжения поворачивается в направлении
к оси нагружения. При достаточно малых
углах поворота направление скольжения,
при котором образуются изломы,-это крис-
таллографическое направление с малыми
индексами, перпендикулярное границе кинк-
банда.
Двойниковое скольжение. При двойнико-
вом скольжении образуются механические
двойники в результате перехода части крис-
талла в положение, связанное с исходной
решеткой осью или плоскостью симметрии
(рис. 6, в). В высокосимметричных решет-
ках ориентировка элементов двойникова-
ния относительно исходной решетки опре-
деляется несколькими операциями симмет-
рии. Плоскость симметрии - это плоскость
двойникования, и ось вращения-ось двойни-
кования. Указанные элементы симметрии
могут не совпадать с аналогичными эле-
ментами в решетке без двойников.
При деформации с двойникованием ато-
мы смещаются параллельно плоскости
двойникования (рис. 7, 8 и 9) в направле-
нии г] 2 на величину, пропорциональную
Рис. 8. Трансляционное скольжение в минерале с ромбоэдрической спайностью (типа кальцита).
Каждая точка-центр элементарной ячейки; а—до скольжения; 6-после скольжения по плоскостям
SiSi и g2g2 СП-
Рис. 9. Двойниковое скольжение в минералах с ромбоэдрической спайностью (типа кальцита), а-до
скольжения; б-после скольжения по плоскостям gjgu g2g2, g3g3 и gtg^ [1].
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
185
1’ис. 10. Примеры дефектов в кристалле, а-то-
чечный дефект, получающийся при удалении
одного атома; б-линейный дефект, получаю-
щийся при появлении дополнительной атомной
плоскости [5].
расстоянию атомного слоя от плоскости
двойникования. Эта деформация эквива-
лентна простому сдвигу, и круговые сече-
ния эллипсоида деформаций лежат в плос-
костях К2 (рис. 7); направления Г], и ц2
принадлежат круговым сечениям и распо-
ложены перпендикулярно линии пересече-
ния плоскостей К2 и К2. Закон двойнико-
вания любого кристалла можно полностью
охарактеризовать, задавая кристаллогра-
фические индексы rjj и К2, или т)2 и К2. Та
и другая пара указанных элементов имеют
рациональные кристаллографические ин-
дексы.
Двойникование отличается от скольже-
ния тем, что в этом процессе величина
смещения составляет постоянную долю не-
которого атомного расстояния, что приво-
П1т к изменению ориентировки в решетке.
1сли атомы перемещаются на расстояния,
кратные межатомным, то симметрия ре-
шетки не изменяется. При двойниковании
в минералах типа кальцита в дополнение
к трансляции атомов ионы группы СО3 2
могут испытывать повороты так, чтобы
выполнялись условия симметрии двойни-
ков относительно кристалла-хозяина. Кро-
ме того, трансляции могут сопровождаться
незначительными добавочными смешения-
ми, необходимыми для симметрии между
деформированной и недеформированной
частями кристалла при двойниковании.
Величина деформации сдвига является
константой для данного закона двойнико-
вания и определяется по формуле
S = 2 tg у/2,
где у-угол поворота направления т)2 (рис. 7).
Дислокационные механизмы пластичес-
кой деформации. Давно известно, что мо-
дель простой трансляции атомных плоскос-
тей при скольжении и двойниковании не
объясняет механическое разупрочнение
кристаллов и такие особенности деформа-
ций, как пластический изгиб. Объяснение
этим явлениям дают линейные дефекты,
называемые дислокациями (рис. 10 и 11).
Перемещение дислокаций по кристаллу
вдоль плоскостей скольжения приводит к
трансляции лишь в той области, которая
расположена непосредственно за дислока-
цией. При таком скольжении по некоторой
плоскости происходит скорее приращение
структуры на величину порядка размеров
атомов, чем одновременная трансляция всех
атомов слоя в кристалле. Напряжение, не-
обходимое для движения дислокаций, сос-
тавляет примерно 10-3 от теоретического
значения, требуемого для одновременной
трансляции
Прямые наблюдения в просвечивающем
электронном микроскопе обнаруживают
а б’в
Рис 11. Типы сдвиговых дислокаций: а—краевая дислокация; б-винтовая дислокация и e-петли с
пинговым и краевым участками [5].
186
ПЛАСТИЧЕСКАЯ ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД И МИНЕРАЛОВ
субструктуру дислокаций, связанную с
пластической деформацией. Для того что-
бы в кристалле происходило пластическое
течение при напряжениях ниже его теорети-
ческой прочности, в нем должны генериро-
ваться дислокации. В процессе скольжения
движущиеся дислокации взаимодействуют
друг с другом таким образом, что продол-
жительное скольжение требует роста на-
пряжений. При высокой температуре это
упрочнение исчезает, так как термически
активируемые процессы, особенно перепол-
зание дислокаций, позволяют пластическо-
му течению протекать при постоянном на-
пряжении.
Термически активированное пластичес-
кое течение. В оливине при высоких темпе-
ратурах (выше 850 °C) и обычных скоростях
деформаций скольжение происходит пред-
почтительно в направлении [100]. Плос-
кость скольжения в данном кристалле, на-
ходящемся в агрегате, в основном опреде-
ляется действующим в ней напряжением
сдвига. Механизм скольжения типа {Ок /}
[100] называется карандашным скольже-
нием, которое преобладает в естественной
пластической деформации оливина, как по-
казывают определения ориентировки гра-
ниц кинкбандов и осей внешнего вращения.
Однако в оливине возможны и другие меха-
низмы скольжения, особенно при низкой
температуре или высокой скорости дефор-
мации (табл. 1), что подтверждают наблю-
дения деформации оливинов под действием
метеоритных ударов. Доминирующие ме-
ханизмы пластической деформации в дру-
гих минералах, таких как кальцит, кварц
и энстатит, также включают зависимость
от скорости деформации и температуры
(табл. 1).
При температурах выше примерно 0,6
Тт (Тт-температура плавления) деформация
вызывает образование слабо разориентиро-
ванных субзерен внутри кристалла. Грани-
цами субзерен являются плоскости, содер-
жащие дислокации. В процессе скольжения
дислокации за соответствующее время или
при достаточной тепловой энергии пере-
ползают из плоскостей скольжения в поло-
жения с меньшей энергией на границе суб-
зерен. Особенно хорошо субзерна разви-
ваются в оливиновых зернах деформиро-
ванных ультраосновных ксенолитов в ба-
зальтах (рис. 6, г). Деформация может соп-
ровождаться рекристаллизацией, которой
способствует высокая температура и при-
сутствие воды. Эксперименты показали,
что диаметр субзерен и рекристаллизован-
ных зерен обратно пропорционален диффе-
ренциальному напряжению, при котором
протекает установившаяся деформация.
Гидролитическое разупрочнение. Плас-
тическое течение в некоторых силикатах
существенно облегчается в присутствии не-
больших количеств воды, связанной в струк-
туре. В кварце, как и в других каркасных
силикатах, этот эффект особенно заметен и
объясняется замещением прочных связей
Si—О—Si на кремневодородные связи
Si—ОН ОН—Si вдоль линий дислокаций.
Ослабляющий структуру эффект проявляет-
ся при температурах выше некоторого кри-
тического значения, убывающего с ростом
содержания воды в кристалле. При этом
прочность резко падает и течение происхо-
дит без деформационного упрочнения. На-
блюдаемое разупрочнение кварца в естест-
венных условиях может объясняться гидро-
литическим разупрочнением.
Рекристаллизация процесс образования
новых минеральных зерен в породе, нахо-
дящейся в твердом состоянии. Этот про-
цесс может включать увеличение размера
зерен и зарождение новых зерен в направ-
лении преимущественной ориентировки в
породе за счет уменьшения и размеров
зерен в других направлениях. В таких
процессах происходит миграция материала
от участков разориентации зерен к энерге-
тически выгодным местам, а также общее
увеличение размеров зерен, но возможен и
перенос материала из одной части кристал-
ла в другую Такая рекристаллизация осо-
бенно легко осуществляется в присутствии
флюида, например воды.
В условиях трехосного сжатия в породе
со случайно ориентированными зернами
обычно происходит выравнивание формы
зерен и унификация ориентировки кристал-
лографических осей. Это приводит к слан-
цеватости и линейности, которые могут
быть результатом рекристаллизации. При
трехосном сжатии образуются определен-
ные, более стабильные ориентировки зерен
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
187
минералов, и соответственно ориентиро-
ванные зерна могут расти за счет зерен
невыгодной ориентации.
Комптон [2] показал, что в горах Рафт-
Ривер на северо-западе штата Юта, боль-
шие трехосные напряжения приводят к су-
щественному выравниванию направлений
осей с в кварпе и слюде. Ось с в кварце
ориентируется параллельно хорошо разви-
юй листоватости и осевым плоскостям боль-
ших складок. Кроме того, оси с в зернах
перпендикулярны основному направлению
шнейности в породах той области, кото-
рую большинство геологов (исключая Комп-
юна) считают параллельной направлению
растяжения, и именно в этом направлении
юлжно было происходить тектоническое
перемещение. Оси с чешуек мусковита
ориентированы (почти всегда) перпендику-
лярно поверхности листоватости, и их па-
раллельное расположение служит призна-
ком самой поверхности рассланцевания.
Линейность, устанавливаемая по параллель-
ной ориентировке осей с в кварце, и сланце-
на гость чешуйчатого мусковита могут быть
результатом рекристаллизации в условиях
ipexocHoro сжатия. Эта рекристаллизация,
позможно (по крайней мере частично),
о । ветственна за очень большую долю плас-
1ической деформации в горах Рафт-Ривер.
Исследование ориентаций осей деформации
। альки и вариаций мощности стратиграфи-
ческого разреза показывает, что в некото-
рых частях этого района слои уплошались
и 7-8 раз [2]. Ориентировка зерен кварца и
мусковита и пластическая деформация мог-
|ц быть следствием растворения кварцевых
и мусковитовых зерен, которые имели не-
ныгодную ориентировку (в этом случае зер-
на кварца расположены непараллельно оси
Л эллипсоида деформации, а зерна муско-
ии га непараллельны оси с) с последующим
осаждением их на зернах выгодной ориен-
шровки.
Некоторая доля рекристаллизации в этих
юнах может быть результатом растворе-
ния минеральных частиц при действии боль-
ших напряжений и осаждения на зернах,
находящихся под низкими напряжениями.
>ia закономерность называется принципом
1‘ике. Она может вести к сокращению по-
ро гы в направлении максимального напря-
жения Oj и удлинению ее по оси наименьше-
го напряжения о3. Подтверждением этого
являются наблюдаемые наросты на зернах
кварца в направлении наибольшего удлине-
ния (ось а эллипсоида деформации).
Карл К. Сейферт (Carl К. Seyfert,
Dept, of Geosciences, State University
College at Buffalo, 1300 Elmwood Ave-
nue. Buffalo. New York 14222).
ЛИТЕРАТУРА
1. Billings M.P., 1972, Structural Geology. Engle-
wood Cliffs, N.J.: Prentice-Hall, 606 p.
2. Compton R.C., 1980, Fabrics and strains in quart-
zites of a metamorphic core complex, Raft River
Mountains, Utah, in M. D. Crittenden, P. J. Coney
and G. H. Davies, eds., Cordilleran Metamorphic
Core Complexes. Boulder, Colo.: Geological Socie-
ty of America (Mem. 153), 385-398.
3. Nicolas A. and Poirier J.P., 1976, Crystalline
Plasticity and Solid States, Flow in Metamorphic
Rocks, New York: John Wiley and Sons, 444 p.
4. Raleigh C.B., 1968, Mechanisms of plastic defor-
mation in olivine, Jour. Geophys. Research 73,
5391-5406.
5. Spencer E. W., 1969, Introduction to the Structure
of the Earth. New York: McGraw-Hill, 597 p.
ПЛАСТИЧЕСКИЕ РАЗЛОМЫ -
см. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
ПЛАСТИЧЕСКОЕ ТЕЛО (СЕН-ВЕНАНА)
см. РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ,
КУПОЛА И СВОДЫ
Платформа является относительно не-
подвижной частью континента, это ста-
бильная внутренняя часть континента. Она
не подвергается быстрому опусканию и де-
формациям (складчатости и надвигообра-
зованию), что характерно для геосинкли-
налей, геоклиналей и горных поясов, рас-
положенных на окраине платформ.
Внутри платформ имеются бассейны,
купола и своды, называемые платформен-
ными или внутриплатформенными. Дру-
гим типом бассейнов являются краевые
платформенные бассейны, расположенные
на краю платформы. В этой статье об-
188
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
суждаются только простые платформенные
бассейны, у которых нет рядом располо-
женных поднятий.
Платформенные бассейны являются
крупными структурами округлой или эл-
липсовидной формы, вмещающие мощные
толщи осадочных пород, полого падающих
к центру бассейна. Платформенные купола
являются крупными структурами также
округлой или эллипсовидной формы, на
них залегают или только ограничивают их
относительно маломощные толщи осадоч-
ных пород, падающих в стороны от центра
купола. Многие, но не все, платформенные
купола имеют в ядрах докембрийские крис-
таллические породы. Платформенные сво-
ды являются крупными структурами явно
эллипсовидной формы, в строение которых
входят или только ограничивают их от-
носительно маломощные толщи осадочных
пород, полого падающих от центра купола.
Бассейны обычно расположены вдоль
ранее образовавшихся авлакогенов. Купола
и своды находятся межд; авлакогенами.
Возможно, что охлаждение литосферы и
верхней мантии, последовавшее после ра-
зогрева, растяжения коры и эрозии вдоль
авлакогенов, вызывает образование плат-
форменных бассейнов.
Платформенные бассейны имеют сотни
миль в диаметре. Они известны на всех
континентах, и их возраст колеблется от
докембрийского до современного. К бас-
сейнам докембрийского возраста в Индии
относятся бассейн Куддапах (1,4 млрд, лет)
и бассейн Виндхьян (1,4-0,55 млрд лет)
[27]. Ряд платформенных бассейнов палео-
зойского возраста имеется в Северной Аме-
рике. К ним относятся Мичиган, Иллинойс
(Восточный Внутренний), Уиллистон, Ард-
мор, Делавэр. Мус-Ривер, Гудзонов залив,
Западный Внутренний (Форест-Сити) бас-
Рис. 1. Бассейны, купола и своды раннего палеозоя Северной Америки /-место поднятия плюма;
2-рифтовые континентальные окраины; 3- геосинклинальные и геоклинальные отложения на конти-
нентальной коре; 4 -бассейн; 5-купол; б-свод.
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
189
Рис. 2. Гес логическая карта Европы, показывающая положение Лондонского и Парижского бассей-
нов [44]. /-четвертичный; 2-палеогеновый и неогеновый; 5-юрский; 4- иеловой; 5-триасовый;
Я дотриасовый.
«ины (рис. 1) (Кау, 1951; [15, 35,47, 54,25]).
В течение мезозоя громадные бассейны раз-
вивались восточнее горного пояса, возник-
шего в результате невадийской и севирской
прогений [2]. О щако, для меня не ясно,
юлжны ли эти бассейны относится к прос-
пим платформенным бассейнам. За пре-
жними Северной Америки платформенные
Оиссейны встречаются в Антарктике [14],
Чфрике [9], Евразии (рис 2) [32], Австра-
лии (рис. За) [8] и Южной Америке
(рис. 3 6) [22].
Мичиганский бассейн, который распо-
ложен вблизи центральной части шт. Ми-
чи) ан. является типичным платформенным
бассейном. Он достигает в поперечнике
'ПО км и вмещает около 5000 м отложений
<|мж розойского возраста (рис. 4) [46]. Ми-
чиганский бассейн имеет долгую историю
разработки нефтяных месторождений; в ре-
зультате бурения был получен большой
объем данных по стратиграфии [48]. До-
по. [нителыю для бассейна имеются различ-
ные геофизические данные (гравиметриче-
ские, магнитные и сейсмические).
Хотя кембрийские осадочные породы
встречаются в Мичиганском бассейне, на
картах изопахит для этих пород не вы-
рисовывается типичная картина прогиба-
ния бассейна [49]. Значительное погруже-
ние в Мичиганском бассейне началось в
ордовике [47]. Самые молодые отлож ния
в Мичиганском бассейне имеют юрский
возраст [46], и они несогласно перекры-
вают пенсильванские отложения [46].
В отдельные отрезки времени централь-
190
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
ная часть бассейна погружалась с той же
скоростью, как и краевые части, но в другие
периоды прогибание в центре было более
быстрым, чем на краях бассейна. Такие
этапы характеризовались накоплением
мощных солей, отложившихся в умеренно
глубоководных условиях в области, огра-
ниченной коралловыми рифами (рис. 5 и 6).
Временами область прогибания сменялась
региональным поднятием, и часть осадков
смывалась эрозией.
Платформенные купола и своды. Плат-
форменные купола имеют сотни миль в
диаметре, а платформенные своды дости-
гают 2400 км в длину и 720 км в ширину. К
куполам палеозойского возраста в Север-
ной Америке относятся купола Адирондак,
Озарк и Висконсинский (см. рис. 1), а к
сводам того же возраста-свод 1 (инцинна-
ти и Трансконтинентальный свод (см.
рис. 1).
Купол Адирондак расположен в север-
ной части штата Нью-Йорк. Он представ-
ляет собой округлое поднятие около 250 км
в поперечнике и сложен главным образом
кристаллическими докембрийскими поро-
дами, окруженными слабо приподнятыми
кембрийскими и силурийскими осадками
[15]. Купол Адирондак в течение кембрия и
ордовика был с некоторыми отклонениями
областью поднятия, а отложения верхнего
ордовика вокруг него слабо приподняты,
образуя структуру широкого купола [15]. В
настоящее время купол Адирондак в цент-
ре поднимается со скоростью около
3,7 мм/год.
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
191
Рис. 4. Структурная карта Мичиганского бас-
сейна, построенная по кровле докембрийских
образований (изолинии в тыс. футов). Треуголь-
никами показано положение глубоких скважин,
достигших фундамента. Скважины в северо-за-
падной части территории пробурены на острове
Ьивер [46].
Рис. 5. Палеогеографическая карта центральной и северной частей США для кейюганской эпохи
। киурийского периода. В это время эвапориты накапливались в замкнутых бассейнах ([1], см. [44]).
I ниагарские рифовые банки; 2-барьерные рифы (?); 3-сток эвапоритов.
192
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
Коралловый риф
| или карбонатная банкор
♦ ♦ I
Нормальная
морская
боба
Коралловый риф
| или карбонатная банка|
f Испарение
। Вылайение осавков
—> Направление течения
Рис. 6. Схематические разрезы, показывающие образование эвапоритов в замкнутых бассейнах [44].
о бассейн ограничен коралловыми рифами и сушей; б-бассейн частично ограничен коралловыми
рифами и сушей; «-бассейн с очень ограниченным поступлением воды вследствие регрессии моря или
надстраивания карбонатных банок.
Взаимоотношение платформенных бас-
сейнов, куполов и сводов с авлакогенами и
другими рифтовыми структурами. Сущест-
вует некоторая зависимость между распо-
ложением бассейнов и авлакогенов, сфор-
мировавшихся за несколько сот миллионов
лет до этих бассейнов. Авлакоген является
отмершей третьей ветвью срединно-океа-
нического хребта [10] (см. Авлакоген). Они
являются областью растяжения коры, но
без значительного спрединга. Обычно они
представляют собой грабены, ограничен-
ные двумя нормальными сбросами, падаю-
щими в сторону грабена и выполненными
мощными толщами осадочных и вулкани-
ческих пород. Они пересекают рифтовую
континентальную окраину в месте нахож-
дения мантийного плюма, а этот плюм
располагается там, где континентальная
окраина меняет свое направление на 60°
Угол между авлакогеном и континенталь-
ной окраиной равен приблизительно 120°.
Примером современного авлакогена явля-
ется Восточно-Африканская рифтовая си-
стема. Этот авлакоген состоит из разветв-
ляющихся грабенов, которые начинаются у
плюма, расположенного на южном оконча-
нии Красного моря (рис. 7) [10]. Авлакоген
протягивается в длину на 3750 км, самое
большое расстояние между грабенами до-
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
193
I'iii 7 Структурная схема южного окончания Восточно-Африканской рифтовой системы, /-основ-
ные области развития вулканизма; 2-главные разломы [3].
। in нет 830 км там, где образуются две
ИС1НИ.
Рифтовая система Мидконтинента.
1’ид рифтовых впадин возник в позднем
юкембрии на Северо-Американской плат-
форме. К ним относятся авлакоген южной
Окиахомы [10, 18], рифт гравитационного
минимума Мидконтинента [11], рифт Ки-
нни» [ 36], рифт под Мичиганским бассей-
ном [46] и грабен долины Миссисипи [24].
Я предполагаю, что все эти рифтовые впа-
дины начали образовываться в одно и то
же время и все они соединялись друг с
другом в непрерывную или почти непре-
рывную сеть, подобную Восточно-Афри-
канской рифтовой системе (рис. 8). Я пред-
полагаю даже, что эта структура является
авлакогеном, который оканчивается у плю-
194
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
Рис. 8. Авлакогены Северной Америки, образовавшиеся в позднем докембрии. Обратите внимание
на тенденцию к развитию бассейнов вдоль авлакогенов и рифтовых зон; купола и своды распола-
гаются между авлакогенами или между авлакогенами и геосинклиналями/геоклиналями. /-место
возникновения плюма; 2-авлакоген, заполненный осадочными и вулканическими породами; 3 риф-
товая зона; 4 предполагаемая рифтовая зона; 5 рифтовая континентальная окраина; 6-геосинкли-
нальные или геоклинальные отложения на континентальной коре; 7-бассейн; 8 -купол; 9-свод;
10 местоположение выборочных импактных структур.
ма в северной Луизиане, и что этот плюм и
авлакоген образовались в начале отделения
Гондваны от Северной Америки 1,15 млрд,
лет назад [44]. Длина этого авлакогена
около 2250 км, а расстояние между двумя
параллельными гребнями в самом широ-
ком месте, где авлакоген разветвляется,
составляет 500 км. Я называю эту структу-
ру рифтовой системой Мидконтинента.
До обсуждения взаимосвязи авлакоге-
нов с бассейнами я кратко охарактеризую
разные ветви рифтовой системы Мидконти-
нента (отметим: центральная Северо-Аме-
риканская рифтовая система (ЦСАРС) со-
ставляет как раз часть рифтовой системы
Мидконтинента).
Авлакоген южной Оклахомы. Берк
и Дьюи [10] предполагают, что бассейн
Анадарко, расположенный в центральной
Оклахоме, образовался как рукав рифта на
месте тройного соединения, связанного с
плюмом, который они назвали соединени-
ем Даллас. Новые исследования подтверди-
ли,, что геологические.взаимоотношения в
этой области более сложны, чем предпо-
лагали Берк и Дьюи, но они были правы в
предположении, что в этой области сущест-
вует рукав рифта (авлакоген) [18, 20]. Од-
нако авлакоген был активной зоной растя-
жения только в течение докембрия до обра-
зования бассейна Анадарко. Бассейн Ана-
дарко заполнен каменноугольными и перм-
скими отложениями большой мощности
[15], образовавшимися за счет размыва
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
195
возвышенностей, которые были сформиро-
ваны в результате активизации разломов,
<н раничивающих авлакоген [53] в процессе
столкновения Северной Америки с Гонд-
ваной [30].
Авлакоген южной Оклахомы протяги-
вается от юго-восточной части Оклахомы к
Техасскому выступу, и в погребенном виде,
возможно, до северной Луизианы (рис 8).
< )п заполнен осадочными и вулканическими
породами верхнего докембрия-нижнего
палеозоя мощностью в сотни метров [7,
18]. Граниты с возрастом 1,35 млрд, лет
139] в окрестностях авлакогена, вероятно,
о । носятся к фундаменту или являются по-
родами, эквивалентными фундаменту авла-
когена, и, следовательно, предваряют обра-
ювание авлакогена. Диабазы, граниты,
риолиты и диориты, образовавшиеся в ав-
лакогене и датированные 1,1 и 1,2 млрд,
пег [39], могли возникнуть в начальную
с I алию рифтогенеза. Граниты, риолиты и
। аббро в южной Оклахоме, датированные в
525 730 млн. лет [41], указывают на то,
чю магматическая активность продолжа-
лась в течение значительного периода вре-
мени в авлакогене. Расслоенные анортози-
1ы с сильно выраженной ориентировкой
п шгиоклаза [41] также относятся к этому
периоду магматической активности. Инте-
|х:с11о отметить, что аналогичные анортози-
U.I также обнаружены в рифте Кивино в
районе Большого Невольничьего озера [37,
1’1
Гравитационный максимум Мид-
континента. Крупная, резко выраженная
положительная аномалия силы тяжести
прослеживается от озера Верхнего до цент-
ра льного Канзаса (рис. 9) [36, 11]. Область
pciKo выраженного гравитационного мак-
। пмума имеет также сильную положитель-
ную магнитную аномалию [29]. Исследо-
1Ы1сли единодушны в том, что причиной
крупных гравитационных и магнитных
• шкеимумов является присутствие мошных
inn рсбенных толщ основных вулканических
пород [29, 11]. Эти вулканические породы,
кик предполагают, накапливались в гра-
>н нс. ограниченном разломами, которые
рн пипмлись вдоль древних ослабленных
•он 129]. Такое предположение вполне
not к повинно, поскольку вулканические по-
роды основного состава, выходящие на по-
верхность в районе озера Верхнего, также
имеют сильную положительную и магнит-
ную аномалии [36]. Ряд авторов предпо-
лагали (например, [10, 11, 29]), что основ-
ные вулканиты и связанные с ними оса-
дочные породы образовались в результате
внутреннего континентального рифтогеуе-
за, который привел к раздвиганию коры на
90 км. Такие модели обычно исходят из
предположения, что рифтогенез. связанный
с открытием океана, так или иначе пре-
рывается. Сокине [42] и Сейферт и Сиркин
[44] предполагают, что гравитационный
максимум Мидконтинента и рифта Кивипо
и авлакогены образовались, когда Северная
Америка и Гондвана начали расходиться
друг от друга 1.15 млрд, лет назад.
Я предполагаю, что рифт с гравитаци-
онным максимумом Мидконтинента мог
непосредственно соединяться с авлакоге-
ном южной Оклахомы (см. рис. 8), не-
смотря на то что гравитационный макси-
мум заканчивается в центральном Канзасе.
Хребет Немаха проходит параллельно мак-
симуму Мидконтинента в центральном
Канзасе, доходит до центральной Оклахо-
мы и почти до авлакогена южной Оклахо-
мы [5].
Рифт Кивино. В течение протерозоя в
окрестностях озера Верхнего отложилось
приблизительно 13 000 м вулканических и
осадочных пород [21]. Радиометрическое
датирование указывает на то, что магма-
тическая активность среднего протерозоя в
рифте Кивино происходила главным обра-
зом между 1,10 и 1,15 млрд, лет назад [17,
52]. Нормальные сбросы северо-восточного
направления, выходящие на поверхность
вдоль северного берега озера Верхнего вос-
точнее залива Тандер, Онтарио, могут
быть частью системы разломов, ограничи-
вающих грабен, в котором откладывались
породы группы Кивино. Разломы, ограни-
чивающие горст Сент-Круа в юго-восточ-
ной части Миннесоты [12] могут быть
частью той же системы разломов. Рифт
Кивино оказывается связанным с гравита-
ционным максимумом Мидконтинента (см.
рис. 9).
Среднемичиганский гравитацион-
ный максимум. Глубокое бурение вблизи
196
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
Рис. 9. Гравитационный максимум Мидконтинента (точечный пунктир) [11]. /-гравитационный
максимум Мидконтинента; 2-предполагаемые трансформные разломы; 3-ширина гравитационного
максимума перпендикулярно простиранию.
центра Мичиганского бассейна (см. рис. 4)
и сейсмические профили методом отражен-
ных волн указывают на то, что крупные
положительные гравитационные и магнит-
ные аномалии Мичиганского бассейна
обусловлены мощной толщей основных
вулканических пород, переслаивающихся с
красноцветами [25]. Красноцветные поро-
да по литологическому составу подобны
красноцветам группы Кивипо [19]. Более
того, палеомагнитные данные указывают,
что положение магнитного полюса для
красноцветов из глубокой скважины в Ми-
чиганском бассейне очень близко к полюсу
для песчаников Фреда и сланцев Нонсач,
являющихся частью группы Кивипо. Их
палеомагнитный полюс близок к полюсу
гранитов Пайкс-Пик с возрастом
1,04 млрд, лет [51]. Таким образом, весьма
вероятно, что вулканиты и красноцветы
Мичиганского бассейна сопоставимы по
крайней мере с частью разреза группы Ки-
вино с возрастом приблизительно
1,04 млрд. лет.
Глубокое бурение на острове Бивер в
озере Мичиган показывает, что под остро-
вом проходит крупный (возможно, нор-
мальный) разлом и отделяет красноцветы,
похожие на породы группы Кивино, от
более древних отложений. Этот разлом мо-
жет проходить по древней ослабленной зо-
не в фундаменте [25]. Он, как и разломы
гравитационного максимума Мидконти-
нента, может быть частью системы разло-
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
197
мов (грабенов), возникших при прекраще-
нии спрединга (рис. 10) [19]. В этом случае
под центральным грабеном возможно на-
личие океанической коры [19]. И наоборот,
разломы могут быть частью грабенов, раз-
вивавшихся вдоль авлакогена, возникшего
в начале отделения Гондваны от Северной
Америки. В этом случае грабены, возмож-
но, не подстилались бы океанической ко-
рой.
Не ясна обстановка со среднемичиган-
ским гравитационным максимумом на
юго-восточной границе Мичиганского бас-
сейна. Он может быть связан с грабеном
Полины Миссисипи, который прослежива-
лся в северо-западном направлении вдоль
нижнего течения рек Миссисипи и Огайо
|6]. Эта связь, возможно, осуществляется
через зону северо-западного направления,
«ноль которой протягивается сейсмический
пояс от северного Огайо к южной Индиане
141] (см. рис. 8).
Грабен долины Миссисипи. Сейс-
мические, гравитационные и магнитные
ынные указывают на присутствие большо-
ю погребенного грабена (грабен долины
Миссисипи), протягивающегося от северо-
восгочной части Арканзаса до южной части
Индианы (рис. 11). Край грабена характе-
ри >уется наличием крупных масс основного
икгава, создающих магнитные аномалии
i енеро-западного направления (рис. 12) [24,
б| Перепады глубин по структурной карте
меняются от 1,6 до 2,7 км для северо-за-
падных границ грабена и 2,7 км для юто-
вое i очной окраины [24].
Район грабена долины Миссисипи яв-
>1яс1ся областью относительно высокой,
принимая во внимание его внутриплатное
положение, сейсмической активности [43,
"] Многие из землетрясений этого района
Moiyi возникать вдоль древних разломов
фкн цамента, ограничивающих этот грабен.
Грабен долины Миссисипи рассматри-
вался как позднедокембрийский рифт [55]
и позднедокембрийский - раннепалеозой-
ikiut отмерший рукав (предположительно
Hi и коген), протягивающийся в северо-за-
। шом направлении от древней континен-
III и. пой окраины [6]. Я полагаю, что этот
iB'iiuoieii первоначально возник 1,15 млрд.
' и.। (ад по мере начала отделения Гонд-
ваны от Северной Америки и его юго-
западное окончание располагалось над
плюмом (в северной Луизиане) и над быв-
шей континентальной окраиной новообра-
зованного океана. Этот авлакоген и место
положения плюма могли активизироваться
в мезозое (поздний триас), когда Гондвана
начала отделяться от Северной Америки по
мере расчленения Пангеи [10, 44].
Плюм. Линия, проведенная вдоль авла-
когена южной Оклахомы, будет пересекать
линию, проведенную вдоль грабена долины
Миссисипи в северной Луизиане (см.
рис. 8). Как обсуждалось ранее, эти линии
являются двумя ветвями авлакогена. Обыч-
но авлакоген пересекает континентальную
окраину в месте возникновения плюма (см.
Мантийные плюмы и горячие точки). Я
предполагаю, что эти две ветви авлакогена
пересекаются друг с другом на континен-
тальной окраине, что плюм располагался
под этим пересечением и, возможно, спо-
собствовал началу отделения Гондваны от
Северной Америки. Необходимо отметить,
что многие авторы (например, [10]) пред-
полагают несколько более раннее начало
разделения этих континентов, но начало
активности в авлакогенах 1,15 млрд, лет
назад связано с этим разделением, что со-
ответствует ранее приведенным данным.
При удалении друг от друга Северной
Америки и Гондваны в течение мезозоя
(когда Пангея начала раскалываться) раз-
витие плюма происходило очень близко к
докембрийскому плюму, располагавшему-
ся на пересечении авлакогена южной Окла-
хомы и грабена долины Миссисипи. Берк и
Дьюи [10] размещают его на западе Мис-
сисипи вблизи Джэксона (соединение Джэк-
сона), но, я думаю, он располагался в
северной Луизиане несколько западнее это-
го места. Если это правильно, то плюм,
образовавшийся в северной Луизиане в ме-
зозое, мог возникнуть в результате акти-
визации докембрийского плюма. Сущест-
вует по крайней мере еще один пример
образования плюма на месте развития бо-
лее древнего плюма. Во время отделения
Евразии от Северной Америки в позднем
докембрии (около 675 млн. лет назад)
плюм существовал к юго-востоку от Нью-
Йорка. Доказательством существования
198
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
А. РАННИЙ КИВИНО —стабильный. тектонический режим
Сверхзрелые кварцевые арениты
\ (кварциты Бессемер, Баррон и Сиу, гПпНиты________
\ формация Паквунге и группа рипишы
1 Сибли—Ослер
метаосавочные
поровы срейнего
йокембрия
Континентальная
кора
Мох о
Астеносфера
В. средний кивино—ранняг ставия спревинга
-Сверхзрелые кварцевые арениты Осевой, рифт
(кварциты Бессемер, Баррон и Сиу, (основные Йаики',
роомация Паквунге и группа \
Сибли-Ослер \
Континентальная кора с Зайками \
Потоки базальтов, локально
переслаивающиеся с рислип-ами
(вулканиты Саут-Рейнйэк)
Аллювиальные конусы
ьыноса и риолиты
Рис. 10. Схематические разрезы, показывающие последовательные этапы развития среднемичиган-
ского гравитационного максимума и рифтовой системы Кивино [19]
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
199
Г. СРЕДНИЙ КИВИНО — вулкано-тектоническая активность
протоокеанический бассейн
МетаосаЗочные породы
среднего докембрия
Аллювиальные конусы
выноса и риолиты
Обломочные отложения
пивмонта
Нарушенные разломами
и размытые вулканиты Саут-РейнЗж
Океаническая
Вулканить!
оз. ПортеВж
Д. ПОЗДНИИ КИВИНО—затухание вулканогенно^-тектонического осадконакопления
протоокеанический бассейн
Формации
ФреЗа,
Нонсач,
ЯзыковиЗные взаимоперехоВы
вулканитов и обломочных
отложений пидмонта в направ-
лении к центру бассейна
Уменьшение размера обломков
вверх по разрешу по мере
отступления источников
сноса
Е. ПОЗДНИЙ КИВИНО—заполнение протоокеанического бассейна мелководными морскими отложениями
Дельтовые и морские
Вулканокластическая отложения формации
толща Джейкобсвилл
Уровень моря—
Трансгрессивная морская
береговая линия
Погружение кровли астеносферы
10 км
200
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
Рис. 11. Карта Нью-Мадридской сейсмической зоны. Кружками обозначены эпицентры землетрясе-
ний. Сплошными линиями в окрестностях Нью-Мадрида показано положение линейных зон слабых
землетрясений. Стрелки указывают предполагаемое направление движения по разломам, вызываю-
щего слабые толчки [6].
этого плюма является значительный изгиб
докембрийской континентальной окраины
Северной Америки юго-восточнее Нью-
Йорка, а плюмы обычно образуются в
месте изгиба континентальной окраины
(см. Мантийные плюмы и горячие точки).
Аппалачский геоклин, параллельный кон-
тинентальной окраине, протягивается в
направлении север-юг от Нью-Йорка, а
континентальная окраина проходит в се-
веро-восточном - юго-западном - южном
направлении от Нью-Йорка. Таким обра-
зом, плюм, возможно, существовал в месте
изгиба континентальной окраины, когда
она начала раскалываться 675 млн. лет на-
зад. Во время отделения Гондваны от Се-
верной Америки, начавшегося в мезозое,
плюм также развивался к юго-востоку от
Нью-Йорка (соединение Лонг-Айленд)
[Ю]. Этот мезозойский плюм возник по
существу в том же самом месте, что и
докембрийский плюм.
Рифты, связанные с рифтовой си-
стемой Мидконтинента. Рифт, возмож-
но, протягивается от западного окончания
авлакогена южной Оклахомы в западном
направлении в Колорадо. Щелочные грани-
ты Пайкс-Пик внедрились около 1,04 млрд,
лет назад [4], вероятно, вдоль рифта. Ще-
лочной магматизм обычно характерен для
авлакогенов (см. Тектоника плит, мантий-
ные плюмы и образование магм).
Грабен Оттава - Бонншеро проходит от
предполагаемого положения докембрий-
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
201
Рис. 12. Карта предполагаемого рифта в районе Нью-Мадрида. Точками показаны эпицентры
ымлетрясений. Крапом отмечены области сильных гравитационных и магнитных аномалий, которые,
возможно, связаны с телами основных магматических пород по границам рифта. Жирные пунктир-
ные линии показывают примерные границы рифта [6].
ского плюма вблизи Монреаля, Канада, до
озера Верхнего [45]. Этот грабен, возмож-
но, является авлакогеном, первая актив-
ность которого датируется поздним до-
кембрием около 1,15 млрд, лет назад (то же
время, что и для рифтовой системы Мид-
континента), когда Гондвана начала отде-
ляться от Северной Америки, вторичная
активизация происходила в самом позднем
докембрии около 675 млрд, лет назад, ког-
да Европа начала отделяться от Северной
Америки.
По течению реки Святого Лаврентия
между озером Онтарио и Атлантическим
океаном протягивается зона, в которой
происходит необычно большое количество
землетрясений (рис. 13) [43]. В ней также
отмечается значительное число разломов,
возникших после этапа метаморфизма
гренвиллского фундамента. Разлом зоны
реки Святого Лаврентия сравнивается с
разломами Восточно-Африканской рифто-
вой системы [31]. Она также, возможно,
является авлакогеном, вероятно, соединя-
ется с грабенами долины Миссисипи и об-
разовалась примерно в то же время, что и
грабен (1,15 млрд, лет назад).
Две зоны высокой сейсмичности с мно-
гочисленными разломами пересекают гра-
бен долины реки Миссисипи в месте впа-
дения в нее реки Огайо (см. рис. 14) [6].
Они могут быть ответвлениями рифтовой
системы Мидконтинента (авлакогенами).
Зона разломов протягивается к севе-
ро-северо-востоку от области мощных ос-
новных вулканитов и красншгветов в
окрестностях озера Верхнего. Разломы раз-
вивались вдоль этой зоны в течение ран-
202
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ

ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
203
I’m 14 Положение предпола-
немых позднедокембрийских и
рши “палеозойских рифтов, свя-
Н111НЫХ с расколом континентов,
nig Востоке США [6].
ПозОнейокембрццские ршрты, связанные
псп ротерозоя (афебий) и позднее в сред-
нем протерозое (около 1,15 млрд, лет на-
ши). Эта зона называется линией Капус-
ксисинг [10]. Не ясно, должна ли эта зона
рассматриваться как часть рифтовой си-
с 1смы Мидконтинента.
Распол9аЛенив бассейнов, куполов и сво-
дов. Эрдли [15] отмечает, что своды па-
раллельны поясам Аппалачскому и Уоши-
ю и имеют среднее простирание СВ 40°.
И о также справедливо для группы бас-
сейнов, которые выстраиваются вдоль ли-
нии с направлениями СВ 40° и СЗ 305° (см.
рис. 8). Выясняется, гго бассейны, купола и
своды расположены по определенной си-
чсме. Направление ветвей рифтовой зоны
Мидконтинента в среднем СВ 40° и СЗ 305°
(см. рис. 8). Я думаю, что эти направления
«сражают древние ослабленные зоны,
вдоль которых развивались авлакогены. Я
предполагаю, что бассейны развивались на
месте прежних авлакогенов, а купола и
своды либо между авлакогенами, либо
между авлакогенами и геоклиналями. Ку-
пола образуются там, где авлакогены пере-
। екаются друг с другом через правильные
промежутки, а своды в местах i це одна
система авлакогенов имеет меньшие интер-
валы, чем другая (см. рис. 8).
Причина прогибания бассейнов. Бассей-
ны, образовавшиеся вдоль авлакогенов,
включают бассейны: Мичиган, Иллинойс,
Форест-Сити и Ардмор. Они сформирова-
лись вдоль рифтовой системы Мидконти-
нента. Бассейн Делавэр, возможно, возник
вдоль авлакогена, который пересекает до-
кембрийскую окраину Северной Америки в
зоне плюма, расположенного в южном Те-
хасе. Бассейн Уиллистон, вероятно, сфор-
мировался вдоль авлакогена, пресекающе-
го докембрийскую окраину Северной Аме-
рики у плюма, находящегося в южной час-
ти Британской Колумбии. Имеются неко-
торые прямые доказательства существова-
ния подстилающего авлакогена, но Беок и
Дьюи [10] предполагают, что авлакоген
(Льюис и Кларк) проходил от соединения
Бьютт к юго-юго-востоку от основного
направления Уиллистонского бассейна.
Мрквичк_ [34] полагает, что образование
Уиллистонского бассейна связано с рифто-
генезом и нормальными сбросами. Если
Уиллистонский бассейн лежит вдоль авла-
когена, то он должен был формироваться в
позднем докембрии (возможно, 1,15 млрд,
лет назад), когда Сибирь начала отделяться
от Северной Америки [50].
Бассейны Мус-Ривер и Гудзонова за-
лива, вероятно, образовались вдоль авла-
когена, возникшего в то время, когда Евро-
па начала отходить от Северной Америки
675 млн. лет назад или когда Гондвана
начала отделять :я от Северной Америки
1,15 млрд, лет назад. Бассейн Мус-Ривер
204
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ КУПОЛА И СВОДЫ
лежит вдоль простирания структуры Ка-
пускейсинг в Онтарио (см. рис. 8) [10].
Рифтогенез, связанный с бассейном Гуд-
зонова залива неизвестен, но значительная
часть территории в окрестностях этого бас-
сейна слабо изучена.
Свод Цинциннати почти точно паралле-
лен простиранию южной части Аппалачс-
кой геосинклинали/геоклинали (см. рис. 8).
Он мог образоваться в ответ на погружение
геосинклинали/геоклинали на юго-востоке
и погружение бассейнов, формировавшихся
вдоль грабена долины Миссисипи (который
является частью рифтовой системы Мид-
континента) на северо-западе. Поскольку
геосинклиналь/геоклиналь параллельна
континентальной окраине (образовавшейся
при отделении Гондваны от Северной Аме-
рики), свод Цинциннати также параллелен
континентальной окраине. Купола Озарк и
Висконсин образовались между двумя вет-
вями рифтовой системы Мидконтинента
(см. рис. 8). Трансконтинентальный свод
приблизительно параллелен направлению
грабенов гравитационного максимума
Мидконтинента. Купол Адирондак распо-
ложен между этим гравитационным мак-
симумом (часть рифтовой системы Мид-
континента), грабеном Оттава-Бонншер
и Аппалачской геосинклиналью/геокли-
налью.
Вопрос о причинах прогибания бассей-
нов является очень старой и неоднократно
обсуждавшейся проблемой. Некоторые из
механизмов, предлагавшихся для объясне-
ния образования платформенных краевых
бассейнов (геосинклиналей и геоклиналей),
не применимы к платформенным бассей-
нам. Например, маловероятно, чтобы про-
гибание платформенных бассейнов вызы-
валось утонением коры, связанным с раско-
лом континентов. Некоторые из механиз-
мов, предложенные для объяснения погру-
жения платформенных бассейнов, включа-
ют изостазию, эвстатические колебания
урс вня моря, внедрение диапиров, фазовые
изменения и термическое сжатие.
Нет сомнений, что изостазия играет
роль в прогибании платформенных бассей-
нов, как и любого другого бассейна. Одна-
ко величина прогибания в каком-либо бас-
сейне зависит от плотности отложившегося
материала и плотности материала, подсти-
лающего литосферу. Если изостатическое
равновесие сохраняется, величина прогиба-
ния за счет изостатического выра зривания
будет равна DJDm, где D,- средняя плот-
ность осадков и Dm - плотность мантии ни-
же астеносферы. Если считать ипичную
плотность осадочных пород равной при-
мерно 2,5 г/см3 и типичную плотность ман-
тии 3,3 г/см3, изостатическая сос гавляю-
щая дает около трех четвертей наблк цае-
мого погружения.
Эвстатические изменения уровня Миро-
вого океана могут объяснить накопление
некоторых осадочных пород. В Мичиганс-
ком и большинстве других бассейнов мощ-
ность осадочных пород, однако, слишком
велика, чтобы ее можно было объяснить
эвстатическими колебаниями.
Хаксби и др. [23] предполагают, что
внедрение маь.ийных диапиров под Ми-
чиганским бассейном явилось причиной его
образования. Образование мантийного
плюма возможно вследствие разогрева
верхней мантии и литосферы, что вызвало
бы термическое расширение. Оно также
вызвало бы увеличение объема вещества в
плюме и около него, если происходили бы
какие-то фазовые изменения. Это показы-
вает, что плюм вызвал бы скорее поднятие,
чем опускание. Однако, если поднятие со-
провождалось размывом и если вслед за
эрозией происходило остывание и терми-
ческое сжатие, проседание могло произой-
ти. Насколько мне известно, геохимических
или других прямых доказательств плюмов,
связанных с бассейнами, нет.
Некоторые авторы предполагают, что
существует связь между образованием бас-
сейнов и предшествующими внутриплат-
форменными рифтовыми системами [33,
53, 47]. Эта связь легко объясняет, почему
бассейны образ; ются вдоль авлакогенов
(см. рис. 8). Разделение континентов, оаз-
мыв и термическое сжатие являются тремя
важными факторами, вызывающими про-
седание. В течение первой фазы рифтсгене-
за расхождение континентов может быть
небольшим. Было установлено, что оно
достигало 90 км вдоль рифтовой системы
Кивино [11]. Это разделение сопровожда-
лось диапировыми внедрениями относи-
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ, КУПОЛА И СВОДЫ
205
|слыю горячей мантии в рифтах, и эти
ишрузии вызвали образование широкого
* иода и поднятие краев рифта. Такие сводо-
образование и поднятие были, вероятно,
похожи на аналогичные явления в Восточ-
но-Африканской рифтовой системе [3].
( водообразование и поднятие сопровожда-
лись эрозией, и поскольку нижележащая
мантия была достаточно горячей, эрозия
могла удалить такое количество материа-
ia, что мощность коры стала меньше, чем в
прилегающих областях. В таком случае
охлаждение до той же температуры, что и в
прилегающих районах, будет вызывать
большее прогибание, чем в смежных об-
ластях, если сохраняется изостатическое
равновесие (как предполагается).
Карл К Сейферт (Carl К. Seyfert.
Dept, of Geosciences, State University
College at Buffalo, 1300 Elmwood
Avenue, Buffalo, New York 14222).
ЛИТЕРАТУРА
I. Alling H. L. and Briggs L.I., 1961, Stratigraphy
of Upper Silurian Cayugan evaporites, Am.
Assoc. Petroleum Geologists Bull., 45, 515.
2. Armstrong R.L., 1968, Sevier orogenic belt in
Utah, Geol. Soc. America Bull. 79, 429-458.
3. Barbari F.. Roberto S. and Varet J 1982, Che-
mical aspects of rift magmatism, in G. Palmason,
ed., Continental and Oceanic Rifts. Washington,
D. C.: American Geophysical Union and Geol.
Soc. Amer. (Geodynamics Series), 8, 223-258.
4. Barker F„ Wanes D R., Sharp W N. and Desbo-
roughG.A., 1975, The Pikes Peak batholith,
Colorado Front Range, and a model for the
origin of the gabbro-anorthosite-syenite-potassic
granite suite, Precambrian Research, 2, 97-160.
5. Bickford M. E., Harrower K. L., Hoppe W. J.,
Nelson B.K., NusbaumR.L. and Thomas J. J.,
1981, Rb-Sr and U-Pb geochronology and distri-
bution of rock types in the Precambrian base-
ment of Missouri and Kansas, Geol. Soc. Ame-
rica Bull. 92, 323-341.
6. Braile L. W., Keller G. R.. Hinze W. J. and Lidi-
ak E.G., 1982, An ancient rift complex and its
relation to contemporary seismicity in the New
Madrid seismic zone, Tectonics, 1. 225 -237.
7. Brewer J. A., Brown L. D., Steiner D„ Oliver J. E.,
Kaufman S. and Denison R.E., 1981, Proterozoic
basin in the southern Midcontinent of the United
States revealed by COCORP deep seismic reflec-
tion profiling, Geology, 9, 569-575.
8. Brown D. A., Campbell K. S. W. and Crook K.
A. W, 1968, The Geologic Evolution of Australia
and New Zealand. Oxford: Pergamon, 409 p.
9. Burke K., 1976, The Chad basin: an active
intracontinental basin, in M. H. P. Bott, ed.. Se-
dimentary Basins of Continental Margins and
Cratons, Tectonophysics, 36, 197 206.
10. Burke К and Dewey J F 1973, Plume-genera-
ted triple junctions: key indicators in applying
plate tectonics to old rocks, Jour. Geology, 81,
406-433.
11. Chase C.G. and Gilmer TH., 1973, Precambrian
plate tectonics: the midcontinent gravity high,
Earth and Planetary Sci. Letters, 21, 70 78.
12. Craddock C., 1972, Regional geologic setting, in
P. K. Sims and G. B. Morey, eds., Geology of
Minnesota: A Continental Volume, Minneapolis:
Minnesota Geological Survey, 281-291.
13. Davidson D. M„ 1972, Eastern part of Duluth
Complex, in P. K. Sims and G. B. Morey, eds.,
Geology of Minnesota: A Continental Volume.
Minneapolis: Minnesota Geology Survey,
354-360.
14. Dreury D.J., 1976, Sedimentary basins of the
East Antarctic craton from geophysical evidence,
in M. H. P. Bott, ed., Sedimentary Basins of
Continental Margins and Cratons. Tectonophy-
sics, 36, 301-304.
15. Eardley A. J., 1962, Structural Geology of North
America. New York: Harper and Row, 743 p.
16. Ervins C.P. and McGinnis L.D., 1975, Reelfoot
rift: reactivated precursor of the Mississippi
embayment. Geol. Soc. America Bull. 86,
1287-1295
17. Faure G., Chanduri S. and Fenton M.D., 1969,
Ages of the Duluth Gabbro Complex and of the
Endion Sill, Duluth, Minnesota, Jour. Geophys.
Reseacrh 75, 720 725.
18. Feinstein S„ 1981, Subsidence and thermal histo-
ry of Southern Oklahoma aulacogen: Implica-
tions for petroleum exploration, Am Assoc.
Petroleum Geologists Bull. 65, 2521-2533.
19. Fowler J. H. and Kuenzi W. D., 1978, Keweena-
wan turbidities in Michigan (deep borehole red
beds): a foundered basin sequence developed
during evolution of a protoceanic rift system.
Jour Geophys. Research 83. 5833-5843
20. Goldstein A.G., 1981, Comment on “Plate tecto-
nics of the Ancestral Rocky Mountains”, Geolo-
gy 9, 387-388.
21. Green J. C„ 1972, North shore volcanic group, in
P. K. Sims and G. B. Morey, eds., Geology of
Minnesota: A Continental Volume. Minneapolis:
Minnesota Geological Survey, 294-332.
22. Harrington H. J.. 1962. Paleogeographic deve-
lopment of South America: Am. Assoc. Petro-
leum Geologists Bull. 46, 1773.
23. Haxby W.F., Turcotte D. L. and Bird J. M„ 1976,
Thermal and mechanical evolution of the Michi-
gan Basin, in M. H. P Bott, ed., Sedimentary
Basins of Continental Margins and Cratons.
Tectonophysics 36, 57-75.
24. Hildenbrand T. G-. 1982, Model of the southeas-
tern margin of the Mississippi Valley graben
near Memphis, Tennessee, from interpretation of
truck-magnetometer data, Geology, 10,476-480.
25. Hinze W J., Kellogg R.L and O'Hara N.W.,
1975, Geophysical studies of basement geology
of southern Peninsula of Michigan, Am. Assoc.
206
ПЛАТФОРМЕННЫЕ БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
Petroleum Geologists Bull. 59, 1562 1584.
26. Isachsen Y. W., 1976, Contemporary doming of
the Adirondack Mountains, New York, EOS 57,
325
27. Kailasam L.N.. 1976, Geophysical studies of the
major sedimentary basins of the Indican craton,
their deep structural features and evolution, in
M. H. P. Bott, eds., Sedimentary Basins of Conti-
nental Margins and Cratons. Tectonophysics 36,
225 245.
28. Keller G. R., Bland A. E. and Greenberg J. K.,
1982, Evidence for a major late Precambrian
tectonic event (rifting?) in the eastern midconti-
nent region, United States, Tectonics 1, 213-223.
29. King E. R. and Zietz I. 1971. Aeromagnetic stu-
dy of the midcontinent gravity high of central
United States, Geol. Soc. America Bull. 82,
2187-2208.
30. Kluth C. F. and Coney P. J., 1981, Plate tectonics
of the Ancestral Rocky Mountains, Geology 9,
10-15
31. Kumarapeli P.S. and Sauli V.A.. 1966, The St.
Lawrence Valley System a North American
equivalent of the East African Rift Valley Sys-
tem, Canadian Jour. Earth Sci. 3, 639 658
32. Kummel B.. 1970, History of the Earth. San
Francisco: Freeman, 707 p.
33. McGinnis L.D.. 1970, Tectonics and the gravity
field in the continental interior. Jour. Geophys.
Research 75, 317-331.
34 Mrkvicks S.R., 1981, Thermal and subsidence
history of Williston Basin, Am. Assoc. Petroleum
Geologists Bull., 65, 1014-1015.
35. Norris A. W. and Sanford В. V, 1968, Paleozoic
and Mesozoic geology of the Hudson Bay Low-
lands, in P.J. Hood, ed., Earth Science Sympo-
sium on Hudson Bay. Ottawa, Ont.: Canada
Geological Survey Paper 68-53, 169-205.
36. Ocola L.C. and Meyer R.P., 1973, Central
North American rift system: 1. Structure of the
axial zone from seismic and gravimetric data,
Jour. Geophys Research 78, 5173-5194.
37. Phinney W. C. 1972, North eastern part of Du-
luth Complex, in P. K. Simms and G. B. Money,
eds.. Geology of Minnesota: A Centennial Volu-
me, Minneapolis: Minnesota Geological Survey,
335-353.
38. Potter P. E„ 1978, Significance and origin of big
rivers, Jour. Geology, 86, 13-33.
39. Powell N.B. and Fischer J. F., 1976, Plutonic
igneous geology of the Wichita Magmatic Pro-
vince, Oklahoma, Guidebook from field trip 2,
10th Annual Meeting South-Central Section of
the Geological Society of America. 35 p.
40. Powell B. N.. Gilbret M. C. and Fischer J. F„
1980, Lithostratigraphic classification of base-
ment rocks of the Wichita province, Oklahoma:
summary, Geol. Soc. America Bull. 91, 509 -514.
41. Roggenthen W. M.. Fischer J. F„ Napoleone G.
and Fischer A. G.. 1981, Paleomagnetism and
age of mafic plutons, Wichita Mountains, Okla-
homa, Geophys. Research Letters, 8, 133 136.
42. Sawkins F.J., 1976, Widespread continental rif-
ting: some considerations of timing and mecha-
nism, Geology, 4, 427-430.
43. Sbar M.L. and Sykes L.R., 1973, Contemporary
compressive stress and seismicity in eastern
North America: an example of intraplate tecto-
nics, Geol Soc. America Bull. 84, 1861-1882.
44. Seyfert С. K. and Sirkin L. A.. 1979, Earth Histo-
ry and Plate Tectonics. New York: Harper and
Row, 600 p.
45. Sims P. K.. Card K. D., Morey G. B. and Peter-
man Z. E.. 1980, The Great Lakes tectonic zo-
ne a major crustal structure in central North
America, Geol. Soc. America Bull. 91, 690 698.
46. Sleep N.H. and Sloss L.L., 1978, A deep bo-
rehole in the Michigan Basin, Jour. Geophys.
Research 83, 5815 5819.
47. Sleep N.H. and Snell N.S., 1976, Thermal cont-
raction and flexure of mid-continent and Atlan-
tic marginal basins, Royal Astron, Soc. Jour.
Geophys. 45, 125-154.
48. Sloss L. L„ 1975, Plate interiors, in Geodynamics
Project, U.S. Progress Report-1975. Washing-
ton, D. C.: National Academy of Sciences, 55 67.
49. Sloss L. L., Dapples E. C. and Krumbme W. C„
1960, Lithofacies Maps. New York. John Wiley
and Sons, 108 p
50. Stewart J. H, 1972, Initial deposits in the Cor-
dilleran Geosyncline: evidence of a Late Pre-
cambrian (850 m.y.) continental separation,
Geol. Soc. America Bull. 83, 1345-1360.
51. Van der Voo R. and Watts D. R., 1978, Paleomag-
netic results from igneous and sedimentary rocks
from the Michigan basin borehole. Jour. Geo-
phys. Research 83, 5844-5848.
52. Van Schmus W.R., 1971, Rb-Sr age of Middle
Keweenawan rocks, Mamainse Point and vicini-
ty, Ontario, Canada, Geol. Soc. America Bull.
82, 3221-3225.
53. Wichman J. S.. 1978, The southern Oklahoma
aulacogen, in G. Fisher et al., eds., Field Guide
to Structure and Stratigraphy of the Ouachita
Mountains and the Arkoma Basin Tulsa, Okla.:
American Association of Petroleum Geologists,
1-34.
54. Woollard G. P., 1966, Regional isostatic relations
in the United States, in J.S Steinhart and
T. J. Smith, eds., The Earth Beneath the Conti-
nents. Washington, D. C.: American Geophysical
Union, 557-594.
55. Zoback M. D.. Hamilton R. M„ Crone A. J..
Russ D. P., McKeown F. A. and Brockman S. R..
1980, Recurrent intraplate tectonism in the New
Madrid seismic zone, Science, 209. 971-976.
ПЛАТФОРМЫ-см. ПЛАТФОРМЕННЫЕ
БАССЕЙНЫ. КУПОЛА И СВОДЫ
ПЛИТЧАТАЯ ОТДЕЛЬНОСТЬ
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
ПЛОСКОСТНЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ
см. УДАРНЫЕ ЭФФЕКТЫ
В ГОРНЫХ ПОРОДАХ И МИНЕРАЛАХ
ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ
207
II КМ КОСТЬ ПРОЕКЦИИ
.м СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
II 'КМ КОСТЬ РАЗЛОМА
гм. РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
II ПОМ см. МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ
И ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ;
II К ГОНИКА ПЛИТ,
МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ
II ОБРАЗОВАНИЕ МАГМ
II НОМ ПЕРВОГО ПОРЯДКА
VM. МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ
II I ОРЯЧИЕ ТОЧКИ
ПОВЕРХНОСТЬ ПЕРЕГИБА
см. СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
ПОВЕРХНОСТЬ РАЗЛОМА
см. РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
ПО ЛИГОНАЛЬНЫЕ ЗТЕЩИПЫ-
«м. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
ПОЛИГОНИЗАЦИЯ
гм РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
ПОЛОГАЯ ТРЕЩИНА -
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
ПО 1УМОНОКЛИНАЛБ -
гм. МОНОКЛИНАЛЬ
ПОЛУОКНО
гм. ТЕКТОНИЧЕСКОЕ ОКНО
ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ
Согласно теореме Эйлера, любое дви-
жение плиты по поверхности сферы (в част-
ное! и, по поверхности Земли) можно опи-
как вращение вокруг некоторой оси
(рис. 1). Эта ось определяет на поверхности
по нос спрединга или полюс вращения.
Поверхность Земли разбита на некото-
рое число сравнительно жестких плит, пере-
мещающихся относительно друг друга
| I *>] На границах плит находятся желоба
(но 1изи зон субдукции), хребты спрединга
и рединно-океанические хребты), транс-
формные разломы и внутриконтиненталь-
ные горные пояса (такие, как Гималаи).
Плиты движутся параллельно трансформ-
ным разломам, по которым смещаются
простирания хребтов спрединга (рис. 2).
Линейная скорость движения одной
плиты в данной точке относительно другой
систематически изменяется с положением
точки вдоль общей границы плит. Наи-
большего значения скорость достигает на
угловом расстоянии 90° от полюса вра-
щения, а на самом полюсе она равна нулю.
Относительная скорость v как функция уг-
лового расстояния 0 между точкой на гра-
нице плиты и полюсом вращения, угловой
скорости го и радиуса сферы а определяется
формулой
v = am sin 0
Маккензи и Морган [12] показали, что
невозможно повернуть три сочлененные
плиты вокруг некоторого полюса так, что-
бы они сохранили свое относительное рас-
положение. Однако возможно движение со-
члененных плит, при котором две плиты
поворачиваются вокруг фиксированного
полюса, а третья - вокруг изменяющего
свое положение полюса. Полюс вращения
для данного момента времени называется
мгновенным полюсом. Большинство мето-
дов определения положений этих полюсов
дают, однако, их средние, а не мгновенные
положения.
Средние координаты полюсов вращения
требуются при проведении реконструкций
континентов, чтобы показать их относи-
тельные положения в различные моменты
времени в прошлом. Положения средних
полюсов вращения определяются с по-
мощью трансформных разломов, конти-
нентальных окраин, магнитных аномалий,
данных палеомагнетизма, шовных зон и
хребтов спрединга.
Положение полюсов вращения. Транс-
формные разломы. Трансформные разломы
располагаются по малым концентрическим
кругам вокруг полюса вращения. Поэтому
определить полюс спрединга можно по-
строением срединных перпендикуляров к
отрезкам, касательным к трансформным
разломам. Полюс вращения должен лежать
в окрестности пересечений этих кругов
(рис. 3). Для той же цели можно восполь-
Рис. 1. Геометрическое построение, пока-
зывающее перемещение жесткой пластины
АВС на плоскости в положение А'К С
путем вращения на угол а вокруг некото-
рого полюса (трансляция-вращение с по-
люсом в бесконечно удаленной точке). По-
люс-точка пересечения срединных перпен-
Рис. 2. Перемещение двух плит относительно друг друга на сфере можно представить как вращение
вокруг некоторого полюса. Трансформный разлом проходит параллельно малым кругам, распо-
ложенным концентрически вокруг полюса вращения [20].
ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ
209
Рис. 3. Проверка жесткости плит по аккрецион-
ной плитовой границе между Африкой и Амери-
кой. Большие круги, перпендикулярные транс-
формным разломам, пересекаются в окрестности
некоторой средней точки, которая и есть полюс
вращения [9].
зоваться скоростями спрединга океаниче-
ского дна и векторами смешений при зем-
летрясениях [13].
Континентальные окраины. После рас-
кола две плиты движутся по множеству
малых кругов, расположенных концентри-
чески вокруг полюса вращения. Средний
полюс вращения для этого движения мож-
но определить по континентальным окраи-
нам, если на них вначале найти две (или
больше) точки, которые контактировали до
разделения континентов. Такие точки сое-
диняются дугами больших кругов, и сре-
динные перпендикуляры к этим дугам
должны пересекаться в точке среднего по-
люса вращения (рис. 4). Вследствие иска-
жения изображений на картах подобные
построения следует выполнять на сфере.
Морские магнитные аномалии. Эти ано-
малии образуются при намагничивании вул-
канических пород, изливающихся на по-
верхность коры в зонах спрединга при пе-
риодически изменяющейся полярности маг-
нитного поля Земли (см. Спрединг морского
дна). Магнитные аномалии обычно распо-
лагаются симметрично относительно греб-
ней раздвигающихся хребтов, если ско-
рость спрединга по обе стороны от хребта
одинакова (симметричный спрединг). Для
определения среднего полюса спрединга
двух континентов, находившихся ранее в
контакте, вначале находят две (или больше)
соответствующие точки на каждой из серий
коррелирующих магнитных аномалий по
обе стороны от хребта спрединга. Затем эти
точки соединяют дугой большого круга и
восстанавливают срединный перпендику-
ляр к хордам дуг. Пересечения перпенди-
куляров дают положение среднего полюса
вращения [17].
Палеомагнитные данные. Полюс враще-
ния можно найти с помощью одних только
палеомагнитных данных или путем комби-
нации их со структурными данными. Раз-
работанные для этого методы подробно
изложены в статье Дрейф континентов,
палеомагнитные данные.
Шовные зоны и хребты спрединга. Про-
цессы раскрытия и закрытия океанов в
течение фанерозоя и протерозоя повторя-
лись неоднократно, о чем свидетельствуют
палеомагнитные, структурные, стратигра-
фические и палеонтологические данные [2,
3, 14, 20]. Для поиска полюсов вращения
континентов в мезозое нельзя применить
перечисленные выше методы. Однако су-
ществует, вероятно, связь между полюсом
спрединга, шовной зоной и хребтом спре-
динга. Исходя из наблюдаемых положений
14-490
210
ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ
Рис. 4. Геометрическое
построение перемещения
по сфере жесткого тела
АВ в положение А'В1 пу-
тем вращения на угол а
вокруг некоторого полю-
са. Полюс вращения на-
ходится в точке пересече-
ния срединных перпенди-
куляров к отрезкам боль-
ших кругов А А' и ВВ1
(штрихпунктир). Пункти-
ром показаны действитель-
ные траектории реконстру-
ируемого вращения (ма-
лые круги) [9].
полюсов вращения, автор сформулировал
шесть правил, помогающих находить эти
полюса в различные моменты времени,
когда отказывают рассмотренные выше ме-
тоды.
Правило 1. Полюс вращения двух
плит, расходящихся от зоны спрединга,
обычно лежит на линии простирания
хребта спрединга, сформировавшегося во
время вращения плит.
Правило 2. Полюс вращения двух
плит, расходящихся от зоны спрединга,
как правило, лежит на линии простира-
ния ранее существовавшей шовной зоны
между континентами.
Правило 3. Полюс вращения двух
плит, сдвигающихся при конвергенции
вдоль шовной зоны столкновения кон-
тинент-континент, обычно лежит на ли-
нии простирания этой зоны.
Правило 4. Полюс вращения двух
плит, расходящихся от зоны спрединга в
начальной фазе цикла Уилсона, обычно
расположен в той же точке, где и полюс
вращения этих плит, сходившихся при
конвергенции вдоль шовной зоны столк-
новения континент-континент.
Правило 5. Нормальные положения
полюсов вращения находятся в окрест-
ности континентальной окраины.
Правиго 6. Если перечисленные выше
правила допускают существование двух
возможных полюсов вращения, то реа-
лизуется тот из них, который ближе рас-
положен к оси вращения Земли.
Правило 1. Приведем примеры полюсов
вращения, расположенных на линии про-
стирания хребтов спрединга, образовав-
шихся в результате именно данного вра-
щения плит. Средний полюс вращения, с
которым связано отделение Евразии от
Гренландии и Северной Америки, начав-
шееся приблизительно на границе мела и
кайнозоя, имеет координаты 73е с. ш.,
97° в.д. [16]. Этот полюс находится при-
близительно в 500 км от линии, располо-
женной по простиранию Срединно-Атлан-
тического хребта в Атлантическом океане и
хребта Нансена-Гаккеля в Северном Ле-
довитом океане.
Средний полюс спрединга, связанный с
отделением Аравийского полуострова от
Африки в кайнозое, расположен в точке с
координатами 27‘ с. ш., 22° в.д. [11]. Он
удален примерно на 700 км от того места
континентальной окраины, где находится
начало хребта спрединга в Красном море,
между Аравийским полуостровом и Аф-
рикой.
Средний полюс спрединга, связанный с
мезозойским отделением Гренландии от
Северной Америки, имеет координаты
ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ
211
7I с.ш., 94’ в.д. [16]. Он удален от того
места континентальной окраины, где на-
чинается хребет спрединга в море Лабра-
юр. между Гренландией и Северной Аме-
рикой.
Правило 2. К полюсам вращения, рас-
положенным на линии простирания ранее
существовавшей шовной зоны столкнове-
ния континент-континент, относятся сле-
(ующие примеры. Средний полюс враще-
ния, связанный с отделением Евразии от
I ренландии и Северной Америки, находит-
ся в точке с координатами 73 с. ш.. 93 в. д.
< )н удален примерно на 700 км от центра
орогенного пояса внутри Урала. Согласно
иалеомагнитным данным, этот орогенный
пояс сформировался в силуре или девоне в
результате столкновения Сибири с Европой
и Северной Америкой.
Средний полюс вращения для мезозой-
ского отделения Африки от Европы на-
ходится в точке 50 с.ш., 3 в.д. [16]. Он
расположен примерно в 800 км от центра
лллеганско-герцинского орогенного пояса,
сформировавшегося Ъри столкновении
I ондваны (включая Африку) с Лавразией
(Северная Америка и Европа) в карбоне и
перми (320 и 250 млн. лет назад соответ-
с I венно).
Средний полюс вращения для мезозой-
ского отделения Антарктиды от Южной
Америки и Африки находится в точке
67 с.ш., 92 з.д. Он удален приблизитель-
но на 500 км от продолжения позднедо-
кембрийского орогенного пояса, протяги-
вающегося от Мадагаскара до юго-восточ-
ного края Африки и Земли Королевы Мод
в Антарктиде [7].
Правило 3. Мгновенный полюс враще-
ния для кайнозойского столкновения Сау-
новской Аравии с Евразией расположен в
ючке 32° с.ш., 2° з.д. [13]. Это-пример
конвергенции двух плит вдоль шовной зо-
ны столкновения континентов, где конти-
ненты поворачивались вокруг полюса, на-
ходящегося на линии простирания шва. В
пределах 1600 км шовной зоны, отмечаю-
щей столкновение Аравийского полуостро-
ва с Европой и Индии с Европой, находится
mi новенный полюс вращения для столкно-
вения Индии и Европы в кайнозое. Для
средних полюсов вращения эти закономер-
ности соблюдаются лучше, чем для мгно-
венных.
Правило 4. Палеомагнитные данные для
Северной Америки (Гондваны) и Европы
показывают, что цикл Уилсона действовал,
начиная по крайней мере с раннего про-
терозоя. При этом разделившиеся конти-
ненты воссоединялись приблизительно в
том же месте, где они располагались до
раскола [20, 19]. Отсюда следует, что по-
люс раскрытия континентов на начальных
стадиях цикла Уилсона примерно совпа-
дает по положению с подносом их закрытия
на поздних стадиях цикла Это совпадение
полюсов вращения подтверждается сле-
дующими примерами.
Северная Америка - Европа. Разде-
ление Северной Америки и Европы проис-
ходило в позднем протерозое около
675 млн. лет назад, а их воссоединение
началось примерно 450 млн. лет назад [19,
20]. Шовная зона, образовавшаяся при
столкновении континентов, проходит меж-
ду поясами анортозитовых массивов оди-
накового возраста (1,4 + 0,3 млрд, лет) в
Северной Америке и Европе [4]. В конти-
нентальной реконструкции Пангеи этот по-
яс без смещения пересекает шовную зону
[4]. Более того, тектонический фронт
(фронт Гренвилл), граничащий с деформи-
рованными и метаморфизованными осад-
ками около 1.2 1,1 млрд, лет назад, пере-
сечет эту шовную зону без смещения, если
он непрерывно продолжит фронт, окайм-
ляющий свеконорвежскую складчатость и
метаморфизм (приблизительно того же
возраста) [23] Вследствие этих согласован-
ных построений и с учетом того, что анор-
тозитовый пояс и гренвиллская деформа-
ция относятся к периоду до раскрытия и
закрытия океана между Северной Амери-
кой и Европой, эти континенты должны
были воссоединяться примерно в тех же
относительных положениях, в которых они
пребывали до разделения. Это условие тре-
бует совпадения полюсов вращения как при
раскрытии, так и при закрытии океана меж-
ду Северной Америкой и Европой.
Северная Америка - Азия. Стюарт
[22] предположил, что от западного берега
Северной Америки некоторая континен-
тальная масса откололась в позднем про-
212
ПОЛЮС ВРАЩЕНИЯ
терозое примерно 850 млн. лет назад. Сирз
и Прайс [18] считали, что Сибирская плита
отделилась от Северной Америки около
1,5 млрд, лет назад, а Шилдз [21] относил
этот эпизод к мезозою. Хьюз [5] полагал,
что Азия соединялась с Северной Амери-
кой в среднем протерозое и эти континенты
начали отделяться друг от друга непосред-
ственно перед началом кембрия, но Сей-
ферт и Сиркин [20] датировали этот раскол
приблизительно 1,15 млрд. лет.
Хотя и были выдвинуты аргументы про-
тив данной модели [1, 8], существуют убе-
дительные доводы в пользу позднепротеро-
зойского расщепления Азии и Северной
Америки, основанные на прекрасном со-
ответствии при подгонке Азии к поздне-
протерозойской западной окраине Север-
ной Америки [5]. Кроме того, с этой мо-
делью согласуются позднепротерозойские
палеомагнитные данные для Китая; Макэл-
хинни [10] показал, что палеомагнитный
полюс Сибири в период 1-1,3 млрд, лет
назад находился в юго-восточной части
Китая.
Если Азия поворачивается (вместе с ее
палеомагнитным полюсом) в положение,
которое она занимала до отделения от
Северной Америки 1,15 млрд, лет назад, то
палеополюса Азии 1-1,13 млрд, лет назад
довольно хорошо согласуются с древним
полюсом (1,15 млрд, лет) Северной Аме-
рики [20]. Полюс вращения Азии при ее
отодвигании от западного берега Северной
Америки к современному положению в
контакте с Европой вдоль Уральских гор
располагается примерно в точке 67° с. ш.,
167° в.д. Эта точка удалена на 2500 км от
полюса вращения (73° с. ш., 97° в. д.), ука-
занного Филлипсом и Форсайтом [16] для
отодвигания Гренландии и Северной Аме-
рики от Евразии, но ее расстояние до мгно-
венного полюса вращения (66 с. ш.,
132° в.д ) Северной Америки и Европы со-
ставляет 1200 км [13]. Хотя и имеется
удовлетворительная согласованность этих
полюсов вращения, необходимо подчерк-
нуть, что раскрытие происходило между
Северной Америкой и Азией, а закрытие—
между Евразией и Северной Америкой (во
время раскрытия Европа не была частью
Азии).
Правило 5. Следующие примеры отно-
сятся к полюсам вращения, лежащим в
окрестности континентальных окраин.
Средний полюс вращения при отодвигании
Африки от Европы, начавшемся в позднем
и раннем триасе, находится в точке
50° с.ш., 3° в.д., приблизительно в 800 км
от окраины Гондваны до начала конти-
нентального раскола.
Средний полюс вращения при отодви-
гании Австралии и Антарктиды от Южной
Америки, начавшемся около 1,5 млрд, лет
назад, имеет координаты 75° ю. ш.,
102° з. д. и удален на 300 км от окраины
Гондваны в ее положении до континенталь-
ного расчленения.
Средний полюс вращения для отодви-
гания Северной Америки от Азии, начав-
шегося около 1,5 млрд, лет назад, нахо-
дится в точке 67° с.ш., 167° в.д., которая
была удалена меньше чем на 200 км от
окраины континента в момент его раскола.
Средний полюс вращения для отделения
Аравийского полуострова от Африки, на-
чавшегося около 15 млн. лет назад, распо-
ложен в пункте 27° с. ш., 22° в. д., примерно
в 400 км от континентальной окраины Аф-
рики.
Правило 6. Здесь приведены примеры
того, как из двух возможных полюсов вра-
щения реализуется тот, который ближе рас-
положен к географическому полюсу. По-
люс вращения при отделении Северной
Америки и Гренландии от Европы, начав-
шемся на границе мела и палеогена, распо-
лагается в точке 73° с. ш., 97° в. д., которая
близка к Северному полюсу в меловом
периоде.
При отодвигании Северной Америки и
Евразии от Гондваны, начавшемся в позд-
нем или раннем триасе, полюс спрединга,
согласно правилу 5, мог находиться либо
вблизи Испании, либо около Мексики. Реа-
лизуется полюс вращения, расположенный
вблизи Испании (50° с. ш., 3° в. д.), который
ближе к триасовому Северному полюсу,
чем другой конец зоны раскола, находя-
щийся вблизи Мексики.
При отодвигании Азии от Северной
Америки, начавшемся примерно 1,15 млрд,
лет назад, полюс вращения, согласно пра-
вилу 5, мог находиться либо вблизи Аляски,
ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
213
и северо-востока Сибири, либо в Юго-
Нос точной Азии и на северо-западе Север-
ной Америки. Реализуется первая из этих
шух возможностей (67° с. ш., 167° в.д.), так
к.ж соответствующая точка ближе к древ-
нему полюсу возраста 1,15 млрд. лет.
Карл К. Сейферт (Carl К. Seyfert,
Dept, of Geosciences, State University
College at Buffalo, 1300 Elmwood
Avenue, Buffalo, New York 14222).
ЛИТЕРАТУРА
1 Hadham J.P.N., 1978, Has there been an ocea-
nic margin to western North America since
Archean time? Geology 6, 621-625.
2 . Burke K.. Dewey J. F. and KiddW.S.F., 1976,
Precambrian paleomagnetic results compatible
with contemporary operation of the Wilson
Cycle, Tectonophysics 33, 287-299.
I Cavanaugh M.D. and Seyfert C.K.. 1977, Ap-
prent polar wander paths and the joining of the
Superior and Slave provinces during early Pro-
terozoic time, Geology 5, 207-211.
4 Herz N., 1969, Anorthosite belts, continental
drift and the anorthosite event, Science 164,
944- 947.
' Hughes T, 1975, The case for creation of the
North Pacific Ocean during the Mesozoic Era,
Palaeogeography, Palaeocfimatology, Palaeo-
ecology 18, 1-43.
6 Hurley A. M. and Smith A.G., 1981, Computer
fitting of continents, in M. W. McElhinney and
D. A. Valencio, eds., Paleoreconstruction of the
Continents. Washington, D.C.: American Geo-
physical Union, 194 p.
7. Hurley P. M. and Rand J. R„ 1969, Pre-drift con-
tinental nuclei, Science 164, 1229-1242.
И KhainV.E. and Seslavinsky K.B., 1979, Com-
ments and reply on the Siberian connection: a
case for Precambrian separation of the North
American and Siberian cratons, Geology 10,
466 469.
9 I.ePichon X., Francheteau J. and Bonnin J.,
1973, Plate Tectonics, Amsterdam: Elsevier,
100 p.
10 McElhinny M.W., 1973, Palaeomagnetism and
Plate Tectonics. Cambridge: Cambridge Univer-
sity Press, 358 p.
II McKenzie D.O., Molnar P. and Davies D„ 1970,
Plate tectonics of the Red Sea and East Africa,
Nature 226, 243 248.
I ' McKenzie D.P. and Morgan W. J., 1969, Evolu-
tion of triple junctions, Nature 224, 125-133.
11 Minster J. B. and Jordan T. H.. 1978, Present-day
plate motions, Jour. Geophys. Research 83,
М31 5334.
14 Morel P. and Irving E„ 1978, Tentative paleo-
contmentat maps for the Early Phanerozoic and
Proterozoic, Jour. Geol. 86, 535-561.
15. Morgan J. IP. 1968, Rises, trenches, great faults,
and crustal blocks, Jour. Geophys. Research 73,
1959-1982.
16. Phillips J. D. and Forsyth D„ 1972, Plate tecto-
nics, paleomagnetism, and the opening of the
Atlantic, Geol. Soc. America Bull. 83, 1579-
1600.
17. Pitman W. C.. III. and Talwani M„ 1972, Seafloor
spreading in the North Atlantic, Geol. Soc.
America Bull. 83, 619-646.
18. Sears J. W. and Price R. A., 1978, The Siberian
connection: a case for Precambrian separation of
the North American and Siberian carotns, Geo-
logy 6, 267-270.
19. Seyfert С. K., 1986, Formation and fragmentati-
on of a Pangaea-like supercontinent during the
middle and late Proterozoic, Geol. Soc. America
Abs. Programs 18, 746.
20. Seyfert С. K. and Sirkin L. A., 1979, Earth Histo-
ry and Plate Tectonics, New York: Harper and
Row, 518 p.
21. Shields O„ 1979, Evidence for initial opening of
the Pacific Ocean in the Jurassic, Palaeogeo-
graphy, Palaeociimatology, Palaeoecology 26,
181-220.
22. Stewart J.H., 1972, Initial deposits in the Cordi-
lleran geosyncline: evidence of a Late Precambri-
an (<850 N.Y.) continental separation, Geol.
Soc. America Bull. 83, 1345 -1360.
23. Windley B. F„ 1984, The Evolving Continents.
New York: Wiley, 399 p.
ПОЛЯРНАЯ ПРОЕКЦИЯ
см. ТОЧЕЧНЫЕ ДИАГРАММЫ
ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
Представление о поперечной складчато-
сти хорошо разработано в геологических
описаниях деформированных толщ, хотя в
некоторых авторитетных монографиях сам
термин и не используется. В самом прос-
том понимании поперечная складчатость
характеризует процессы деформации, в ко-
торых слоистая пачка образует двойную
складку так, что оси обеих складок пере-
секаются под некоторым, обычно большим
углом. Наложение складок приводит к уве-
личению суммарной амплитуды изгиба в
точке пересечения их осей; так, пересечение
двух антиклиналей отмечается образовани-
ем купола, а пересечение двух синклина-
лей-бассейна. В окрестности пересечения
антиклинали и синклинали образуется
структура, напоминающая седло. Если си-
стему складок с параллельными осями пе-
ресекает другая аналогичная серия скла-
214
ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
Рис. 1. Если серию складок с осями, параллель-
ными АВ (верхний рисунок), пересекает другая
серия складок с осями, параллельными CD, то
образуется структура куполов и бассейнов (ниж-
ний рисунок). Двухскладчатые системы могут
развиваться одновременно или друг за другом
га-
Рис. 2. Блок-диаграмма синклинали с осью АВ,
деформация которой отражает суперпозицию
складок при преобладающем горизонтальном
движении. Линия АВС указывает первоначаль-
ную осевую плоскость, искривленную при де-
формации [2].
док, то образуется структура с куполами и
бассейнами, расположенными в шахмат-
ном порядке, как показано на рис. 1; иногда
ее называют кулисообразной (эшелониро-
ванной) структурой.
Тернер и Вейсс [5] используют термин
поперечная складчатость в описательном
значении, не отражающем генезис и после-
довательность эволюции. Такое употребле-
ние термина охватывает все случаи пере-
сечений складчатых систем, включая пря-
мые и косые углы между осями складок и
синхронное или последовательное действие
деформационных процессов, приводящих к
результирующему складкообразованию.
Хотя некоторые авторы предпочитают
ограничиться применением этого термина
только к случаю пересечений двух систем
складок, широкое распространение получи-
ло его использование для обозначения
многократной поперечной складчатости
[2]. Если установлена последовательная
связь отдельных складок, то обычно можно
описать весь процесс суперпозиции или на-
ложенного складкообразования, примеры
которого показаны на рис. 2 и 3.
Кэри (см. [2]) сделал важное замечание
о том, что в складкообразовании не обя-
зательно отражается вся деформация, в
частности при складчатости скалывания
50м
Рис. 3. Подповерхностный
план рудника Хомстейк, Юж-
ная Дакота, показывающий
ось первичной складки (F2),
деформированной при нало-
жении системы складок (оси
F3) с наклоном под неболь-
шим углом.
ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
215
компонента деформации, параллельная
и юскости слоистости, не вызывает изме-
нения внешней формы слоев. Ясно, что
«поперечную» складку такого типа трудно
распознать.
Тернер и Вейсс [5] считают, что по-
перечная складчатость должна включать
системы наложенных складок, в каждой из
которых содержатся складки лишь с па-
ра т дельными осями. Это логически расши-
ряет классификацию складкообразования и
важно для корректного структурного ана-
ima. Однако на обычном языке нефтяной и
pv шичной геологии поперечная скюдча-
пкхгпь означает какое-либо видимое в пла-
не проявление пересечений в структуре, т. е.
по 1разумевается наличие сравнительно
большого угла между осями или осевыми
н юскосгями складок, образующих пересе-
ченную систему (см. рис. 4-7).
Хотя поперечная складчатость лишь в
пос ледние десятилетия привлекла широкое
внимание геологов, представление о ней
никоим образом не является новым. Еще в
1X62 г. Скроп (см. [7J) осознавал сосущест-
вование главного направления складки и
ншии пересечения складок в одной зоне, а
1апуорт (см. [2]) даже формы континентов
и океанов связывал с пересекающимися се-
риями складок огромного масштаба. В на-
। юящее время известны примеры попереч-
ной складчатости разного масштаба во
miioi их районах мира. Уиттен подчеркивал,
Mio тренды поперечной складчатости най-
1сны в «бесчисленных разнообразных тек-
tомических и метаморфических обстанов-
кнх», и это разнообразие-сильный аргу-
мент в пользу сохранения негенетического
«мысла термина поперечная складчатость.
Главным критерием выявления в поле
поперечной складчатости является форма
<н tn формы) деформированных слоев (мор-
<|ю пи ия складок), собственные характерис-
|||ки которых в известном смысле описы-
нпюгся непрерывностью осей по крайней
мс|х? в двух измерениях, и по ним иденти-
фицируются тренды наложившихся струк-
ivp, для тех же целей используется степень
1ПОЙНОЙ кривизны, по которой в отдельных
pnipeiax можно определить формы и ам-
иш । уды. В отличие от рассматриваемых
Ч'чктур отдельный купол, например воз-
дымающийся соляной шток, обычно не сле-
дует называть структурой наложенных
складок, так как у него отсутствуют харак-
терные признаки пересечения складок. Тем
не менее, рассматривая системы линейных
цепочек таких куполов, в частности в со-
пряженных направлениях, можно связать
их образование с первичной поперечной
складчатостью, которая инициировала со-
левые интрузии.
Описание и примеры. Понятие и главные
морфологические черты поперечной склад-
чатости хорошо установлены, но механизм
этого складкообразования в конкретных
условиях вызывает большие споры. Вооб-
ще говоря, ясно, что поперечная складча-
тость земной коры может быть результа-
том действия различных комбинаций взаи-
мосвязанных напряжений. Однако часто не-
возможно сказать больше того, что силы
орогенеза, создавшие одну систему скла-
док. по-видимому, действовали в сопряжен-
ных направлениях либо синхронно, либо
последовательно, создавая поперечную
складчатость. Результирующая деформа-
ция, вероятно, в основном включает разные
вклады изгиба и скалывания.
В двухосных картинах поперечных скла-
док обычно выделяются главные складки,
ориентированные параллельно региональ-
ному стратиграфическому тренду, а перпен-
дикулярное расположение соответственно
не свойственно поперечной складчатости
(рис. 4). Главная складка не обязательно
подчеркивает преобладающее простирание
слоев какого-либо возраста, а скорее явля-
ется выражением их исполнения в про-
странстве, включая выпуклость, непрерыв-
ность и отклонение в структуре. О’Дрис-
колл [3], экспериментально исследуя попе-
речную складчатость скалывания, показал,
как главная и наложенная компоненты ме-
няют свое относительное положение, со-
храняя индивидуальность и тренды (рис. 5).
Необходимо сохранять концептуальное
различие между осью складки как компо-
ненты, являющейся результатом отдельной
деформации, и той же осью в комбинации
складок общей деформированной системы.
Например, на рис. 5 ось отдель-ной компо-
ненты можно считать прямолинейной, но
оси структур, созданных в результате на-
Рис. 4. Карта крупной попе-
речной складчатости в цент-
ральной части Шотландских
нагорий. Главные каледон-
ские складки с северо-восточ-
ным простиранием пересека-
ются складками: 1 - антикли-
налей (Л) и 2 синклиналей
(S) с северо-западным про-
стиранием; 3 разломы.
Рис 5. Экспериментальная
структурная схема наложе-
ния поперечных складок под
большим углом. Показаны
сигмоидальные купола с про-
тивоположными горизонталь-
ными симметриями, образо-
вавшиеся исключительно при
вертикальном движении. При-
ведены также разрезы нало-
женных складок.
ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
217
Гт 6. Экспериментальная модель так на-
чинаемой покровной складчасти, в кото-
рой поперечные складки образуются в го-
ри «октальном слое при сдвиговых колеба-
нии х фундамента в одном и том же на-
ириплении, перпендикулярном опорной
пиши АВ. Верхний рисунок: вид сверху на
при «октальную поверхность модели, по-
• р«.иую не деформированной пленкой из
«пни Средний рисунок: горизонтальный
mu (черная стрелка), достигающий мак-
нмального смещения на верхнем конце,
«I «ист отчетливую систему складок, Ори-
он ированных под углом 45° к направ-
«гиию сдвига. Нижний рисунок: продол-
ин пне сдвига (черная стрелка), достигаю-
|«и>1 о максимума на нижнем конце модели,
и*|.|| «ует систему поперечных складок,
ри «пинающихся под прямым углом к на-
правлению первой системы Купол D об-
рй1ус«ся в точке пересечения антиклиналь-
ных .кладок.
южсиия складок, определяются показан-
ными на рисунке искривленными линиями
и «.оои.етствии с принятым описанием. Эти
и« кривленные оси образуют острый угол
между двумя пересекающимися складками
и 1«> «дают кулисообразные связи в общей
картине.
V и । ген [7j разработал классификацию
поперечной складчатости, охватывающую
« и их ройную и последовательно наложен-
ный формацию, и привел многочислен-
ны* ссылки на авторов, проводивших по-
т.1С работы в Европе. Англии и Северной
м«рике. Эти авторы сообщают данные,
»«* «пощиеся как синхронной, так и последо-
*п и.ной во времени деформации с обра-
зованием поперечной складчатости в раз-
ных районах, и рассматривают возможные
механизмы образования этих двух склад-
чатостей. В общих чертах предложенные
механизмы те же, что описаны в статье
Складки и складкообразование, и главное
внимание в них уделяется относительной
длительности эффектов, проявляющихся в
двух перссекг ющихся направления» Могут
возникать трудности при определении по-
следовательности смятия в коммутативной
поперечной складчатости, когда движения
можно считать общими для обеих состав-
ных, систем складок, а окончательная фор-
ма структуры не зависит от одновремен-
ности или поочередности образования
218
ПОПЕРЕЧНАЯ СКЛАДЧАТОСТЬ
Рис. 7. Схема расположения рудных мес-
торождений в куполообразных пересече-
ниях складок в Тасманском свинцово-цин-
ковом рудном поле.
складок-компонент, как, например, на
рис. 1. Однако при некоммутативном
складкообразовании, как на рис. 2 и 3, дви-
жения, образующие каждую из составных
складок, различаются по характеру и на-
правлению, в результате чего окончатель-
ная картина поперечной складчатости зави-
сит от порядка взаимодействия складок.
Один из механизмов, не получивший
широкого признания, может служить, одна-
ко, основой для разграничения синхронной
и последовательной деформаций. Он со-
стоит в том, что в фундаменте происходит
медленный сдвиг, сохраняющий среднюю
ориентацию на протяжении геологического
времени, но подвергающийся периодиче-
ским возмущениям меньшего масштаба, в
результате которых компонента смещения
по простиранию меняет свое направление.
Такие обращения создают в вышележащей
толще два смежных направления удлине-
ний эллипсов деформаций (эсей складок).
Эти направления последовательно чере-
дуются вдоль тренда под прямыми углами
друг к другу и под углом 45' к направле-
нию скалывания. Протекающий непрерыв-
но колебательный процесс приводит к сое-
динению черт синхронной и последователь-
ной поперечной складчатости и в то же
время приспосабливает более молодые и
менее изогнутые слои к более старым и
напряженным нижележащим слоям в об-
щей картине наложившихся осей. О’Дрис-
колл [3] под влиянием более ранней рабо-
ты Мида осуществил эксперименты, под-
твердившие эту идею и позволившие затем
объяснить наблюдения поперечной склад-
чатости в Брокен-Хилл, Австралия, с по-
зиций истинного складкообразования в
крутопадающих толщах.
Для описания и исследования попереч-
ной складчатости лучше всего подходят
геометрические методы, применимые в ос-
новном к внешним формам слоев. Конкрет-
ные типы метаморфических тектонитов мо-
гут быть изучены статистическими метода-
ми, примененными к внутренней ориента-
ции, форме и симметрии структур. Эти
методы петроструктурного анализа рассчи-
таны на объекты разного масштаба, чаще
всего микроскопические (изучение шлифов),
и дают экспериментальные сведения о при-
роде деформации, включая тип, направле-
ние, величину и длительность смещений в
ПРОЦЕСС СРЫВА
219
породе. Тернер и Вейсс [5] подробно и
всесторонне изложили применение методов
структурного анализа к различным типам
многократной деформации.
Поскольку поперечная складчатость
проявляется при образовании куполов и
бассейнов, ее следует рассматривать как
важный фактор, наряду с другими влияю-
щий на размещение минеральных и нефтя-
ных месторождений, структурно связанных
с этими образованиями. Накопление нефти
в бассейнах зависит от миграции флюидов
в резервуары, находящиеся в купольных
структурах. Многие крупные рудные место-
рождения также связаны с куполами, бас-
сейнами и кулисообразными структурами,
образующимися в результате поперечного
складкообразования (рис. 7).
Многочисленные опубликованные рабо-
ты по поперечной складчатости (наложен-
ное складкообразование) охватывают такие
вопросы, как ее теория, географическое раз-
мещение, экономическое значение, экспери-
ментальные исследования. В приведенном
списке литературы освещены следующие
конкретные проблемы: общий и структур-
ный анализ представлен в работах Рамзи
[4] и Раста и др. (см. [5]), экономические
вопросы-в работах Густафсона и др. (см.
[7, 8]), Кемпбелла и Шаты (см. [2]) и
Гарлика [1]; интересные эксперименталь-
ные сведения приводят Рамзи, Мид и др.,
Рейдель (см. [2]), Бхаттарчарджи и др. (см.
[5]) и О’Дрисколл [3].
Э. С. Т. О'Дриск । ы (E.S.T. O'Dris-
coll, Western Mining Corporation,
Ltd.. Tectonics Study Group, Am'ralian
Mineral Foundation Building, Conyinh-
gam Street, Glenside 5065, South
Australia?
ЛИТЕРАТУРА
I Garlick W.G.. 1961, Structural evolution of the
copper belt, in F. Mendelsohn, ed., Geology of the
Northern Rhodesian Copper Belt, London: Mac-
donald, 523 p.
2. Hills E. S„ 1963, Elements of Structural Geology.
London: Methuen. 483 p.
3 O'Driscoll E.S.. 1973, A structural syndrome for
ore empl icement as seen in the lode environment
at Broken Hill. Australia. Deutsch. Geol. Gesell.
Zeitschr. 124, 257 -266.
4 Ramsay J G. 1967, Folding and Fracturing of
Rocks, New York: McGraw-Hill, 568 p.
5. Turner F. J. and Weiss L. E, 1963, Structural Ana-
lysis of Metamorphic Tectonites New York:
McGraw-Hill, 545 p.
6. Bfeiss L. E„ 1953, Overseas Geol. Min. Resour.
Bull. London. 7, 29.
7. Whitten E.H. T. 1959, A study of two directions
of folding, Jour. Geology 67(1), 14 47.
8. Whitten E.H. T. 1966, Structural Geology of Fol-
ded Rocks. Chicago Rand McNally, 678 p.
ПОПЕРЕЧНЫЕ ТРЕЩ] [HE.
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
ПОПЕРЕЧНЫЙ РАЗРЕЗ см. СКЛАДКИ
И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ;
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ,
ГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
ПОРОВОЕ ДАВЛЕНИЕ
см. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
ПОТЕНЦИАЛЬНАЯ ГРАВИТАЦИОННАЯ
ЭНЕРГИЯ см. ТЕОРИЯ Я НАЦИЙ
ПОЯС см. СТРУКТУРНАЯ
ПЕТРОЛОГИЯ
ПРАВОСТОРОННИЙ РОМБОХАЗМ
см. РОМБОХАЗМ
ПРИНЦИП РИДЕЛЯ
см. ТРАНСФОРМНЫЕ РАЗЛОМЫ
ПРИНЦИП РИКЕ см. ПЛАСТИЧЕСКАЯ
ДЕФОРМАЦИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
И ПОРОДООБРАЗУЮЩИХ МИНЕРАЛОВ
ПРОДОЛЬНЫЕ ТРЕЩИНЫ
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
ПРОТОМИЛОНИТ
см. МИЛОНИТОВЫЕ ПОРОДЫ
ПРОЦЕСС СРЫВА
Эволюция термина «срыв». Разлом горы
Харт на северо-востоке Вайоминга вначале
был назван надвигом [4, 8]. Стивенс [30]
пришел к выводу, что это «самая восточная
часть большого надвигового пояса Скалис-
тых гор», и связал его образование с инер-
ционным движением. Бушер [1] описал пяд
220
ПРОЦЕСС СРЫВА
особенностей этого разлома и указал на
возможность того, что «известняковые пли-
ты, слагающие надвиги этой зоны, были
смещены по горизонтали к востоку и попа-
ли в их современное положение под дей-
ствием горизонтальной компоненты силы
крупного вулканического извержения». В
более поздней статье [2] тот же автор
писал, что они «соскальзывали вниз под
действием силы тяжести, чему способство-
вали частые толчки землетрясений, пред-
шествовавших порыву вулканической ак-
тивности». Тщательные исследования Пир-
са [13, 15, 18], Нелсона [12] и детальные
карты (листы стан де.ртных геологических
карт, изданных Геологической службой
США: GQ-477, GQ-478, GQ-542, GQ-755,
GQ-778, GQ-817, GQ-935 и 1-816) показали,
что верхняя плита разбита на более чем 50
блоков разною масштаба, которые отде-
лились от общей массы и двигались не-
зависимо. Таким образом, подтверждается
вывод о том, что блоки верхней плиты не
перемещались под действием латеральных
сил. В дальнейшем [14, 22] было оконча-
тельно установлено, что разлом горы Харт
не имеет и никогда не имел корневой зоны.
Эти факты показывают, что разлом
Харт не следует называть надвигом, так
как генетические силы надвигов подразу-
мевают, что их плоскости разлома глубоко
падают до некоторой корневой зоны и с
глубины при образовании надвигов дей-
ствуют созидающие их силы Структуро-
образующий процесс, обусловливающий
становление разлома горы Харт, вероятно,
имеет большое сходство с образованием
срыва, но термин складчатость срыва (de-
collement), впервые использованный приме-
нительно к горам Юра, описывает такую
деформацию, при которой пластина оса-
дочных пород, отделившаяся вдоль страти-
графической поверхности от нижележащих
пород, независимо сминается в складки [3]
Отличие деформации пород в разломе
Харт от деформации в горах Юра состоит
в отсутствии складкообразования и разде-
ления массива на несколько блоков, ко-
торые двигались независимо. Поэтому воз-
никла необходимость ввести новый термин
для этого разлома, и был выбран термин
срыв (detachment), заимствованный из фра-
зы Де Ситтера [6]: «срыв вдоль базальной
плоскости сдвига». [В современной англий-
ской научной литературе термины decol-
lement и detachment употребляются как си-
нонимы.- Ред.] Срыв как описательный тер-
мин применялся к разлому Харт, поскольку
именно здесь наблюдаются разрывы ука-
занного типа в подошве верхней плиты и
внутри нее.
Определение. Срыв-процесс разломо-
образования, в котором крупный массив
пород, обычно осадочных, отрывается от
нижележащей толщи и независимо пере-
мещается по горизонтали на большее рас-
стояние, часто измеряемое несколькими ки-
лометрами. В механизме внедрения сорван-
ного массива сила тяжести играет сущест-
венную роль, но не является единственным
фактором. Трудно провести границу между
срывом и оползнем. В широком значении
оползень по масштабу меньше, чем :рыв,
но конкретные размеры в обоих случаях не
фиксированы. Иногда используется другой
критерий, состоящий в следующем: если
определяющим фактором движения масс
была эрозия, то возникал оползень, а если
движение масс было вызвано тектониче-
скими силами, то образовался разлом
срыва
В процессе срыва образуются разнооб-
разные типы разломов (рис. 1): разлом от-
рыва (рис. 2), в котором развивается крутая
или вертикальная плоскость разлома, ког-
да сорванная масса стаскивается с авто-
хтонной толщи [14, 22]; отдельный попе-
речный сдвиг или пара почти вертикальных
поперечных сдвигов по бокам срыва; плас-
товый разлом (рис. 3), в котором плоскость
разлома проходит по стратиграфическому
горизонту; трансгрессивный разлом
(рис. 4), выходящий от пластового разлома
по наклонной к поверхности горизонта, т. е.
рассекающей толщи над 1 оризонтом плас-
тового разлома; разлом, в котором сор-
ванные блоки смещаются по рельефу (иног-
да его называют эрозионным надвигом)
(рис. 5)
В данном процессе необязательно об-
разуются все перечисленные типы разло-
мов. Хотя и в случае горы Харт можно
было ожидать разлом отрыва и он дей-
ствительно был найден, но особенности
ПРОЦЕСС СРЫВА
221
Рис. 1. Схема разломообразования
при срыве, когда верхняя плита раска-
пывается на отрывающиеся блоки
1 еологического строения не требуют его
< уществования. Аналогично некоторые ус-
ловия на поверхности совсем не требуют
существования поперечного сдвига или раз-
иома. Несмотря на то что образуются зоны
1ектонической денудации (рис. 1 и 2), боль-
шей частью они не сохраняются в виде ясно
распознаваемых структур, исключая ка-
кие-либо необычные условия.
Типы деформации. Литологические свой-
<• । ва пород, вероятно, контролируют тип
деформации при срыве по крайней мере
частично. На рис. 1 иллюстрируется хрупкое
разрушение в срыве горы Харт, структуры,
сложенной массивными карбонатными по-
родами, разбитыми на блоки, которые от-
(елялись друг от друга по мере развития
шижения Другую картину показывает
рис. 6, где изображена деформация срыва в
структуре Саут-Форк, сложенной глинис-
। ими сланцами, песчаником и отчасти тон-
кие чо истым известняком; эти осадки смяты
и сжатые складки и кое-где пронизаны раз-
умами так же, как срыв в Юре. В срыве,
который сопровождается складкообразова-
нием, начальное движение масс по плос-
кости разлома может приводить к обра-
зованию антиклинальной складки вместо
трансгрессивного разлома. В процессе это-
го движения складки могут опрокидывать-
ся, и по мере скольжения фронтальной
части в широкой зоне иногда образуются
полностью перевернутые толщи как резуль-
тат качения складки.
Типичные черты срыва. Срыв имеет сле-
дующие отлпчитгльные черты.
1. Не имеет корневой зоны
2. Стратиграфическая мощность вовле-
ченных в срыв пород невелика, обычно от
менее километра до нескольких километ-
ров. хотя не исключается и большая мощ-
ность.
3. Обычно срыв образуется вдоль стра-
тигра Ьического горизонта. Если глубина
эрозии не достаточна для наблюдения это-
го горизонта, то о срыве может свиде-
тельствовать отсутствие в нем пород стар-
ше, чем породы указанного горизонта.
222
ПРОЦЕСС СРЫВА
Рис. 2. Отрыв в разломе горы Харт (В). прослеживаемый вглубь по поверхности тектонической
денудации и горизонтальный пластовый разлом горы Харт (НМ). Слева (У) наблюдаются вулкани-
ческие породы, отложившиеся после образования разлома. Они накопились как на поверхности
тектонической денудации, так и на разломе срыва в течение короткого периода. Несколько более
древние вулканические породы (О) справа покрывают палеозойские осадочные породы (Р).
Рис. 3. Фаза плоского наслоения в срыве горы Харт (утес Катедрал). Разлом (НМ) проходит по
стратшрафическому горизонту на 3 м выше подошвы ордовикских пород. Верхняя плита пе-
реместилась примерно на 20 км в направлении, указанном стрелкой. Нижняя плита брекчирована, но
примыкающая к ней часть не деформирована.
4. В срыве более молодые породы ле-
жат на более древних, но возможно и об-
ратное расположение.
5. В верхней плите гораздо чаще на-
блюдается брекчирование, чем в нижеле-
жащем блоке, где оно может и полностью
отсутствовать.
6. Некомпетентным или пластичным
толщам свойственны сильно сжатые анти-
клинали и синклинали, а также опрокину-
тые, лежачие и приразломные складки.
Уклон поверхности срыва. Ривз [25]
предположил, что массы, окаймляющие го-
ры Бэрпо, шт. Монтана, перемещались по
поверхности с наклоном 3“. На флангах
купола Боуэс, также в горах Бэрпо, плос-
кость скольжения имела наклон 2° [28].
Однако даже 10 -ный наклон не достаточен
ПРОЦЕСС СРЫВА
223
Рис. 4. Трансгрессивный разлом в срыве горы Харт вблизи лугов Дед-Индиан-Крик. Пластовый
разлом горы Харт (НМ) изгибается вблизи центра картины и, пересекая слои, выходит на
поверхность рельефа в эоцене (справа).
Рис. 5. Гора Харт. Один из многих сорванных останцов горы Харт, состоящий из палеозойских
пород (Р), которые быстро переместились примерно на 40 км к юго-востоку по поверхности рельефа
и юцене и остановились около эоценовой формации Уиллвуд (Е).
1ля смещения современного массива горы
\арт, что указывает на действие каких-то
(ругих сил, кроме гравитации.
Движение. Срыв горы Харт образовал-
ся в раннем среднем эоцене [23, 31]. Реч-
ной конгломерат Крандалл мощностью бо-
lec 100 м показывает, что в этом срыве
оыло предварительное смещение, при ко-
। ором треть плиты в северо-восточной час-
। и передвинулась примерно на 1 км к юго-
иосгоку [24]. Вскоре после этого движения
последовало главное перемещение. Верхняя
и тта раскололась на множество блоков
ри »мером от нескольких метров до не-
ко гьких километров в поперечнике, и дви-
жение носило характер катаклизма. Об
этом свидетельствует поверхность тектони-
ческой денудации, не подвергнувшаяся эро-
зии. Во многих местах эрозия не уничто-
жила залегающую на ней неконсолидиро-
ванную разломную брекчию.
Механизм образования срыва. Фаза
плоского наслоения в срыве горы Харт
наблюдается вблизи подошвы массивного
доломита и не включает мобильных слан-
цеватых или эвапоритовых слоев, которые
могли играть роль смазки при скольжении.
Предварительная и главная стадии движе-
ния фактически охватывали площадь
1300 км2. Следовательно, механизм смеще-
224
nrOUECC СРЫВА
разлом
венуЗащии
Рис. 6. Разломообразование при срыве
со смятием верхней плиты в складки.
ний должен объяснить распространение
сдвиговых напряжений одновременно по
всей поверхности срыва. Эти напряжения
будут добавочными к силе, необходимой
для поддержания движения плиты после
начала срыва.
В данном случае давление поровой жид-
кости [26, 27], уменьшающее трение на
границе, нельзя включить в механизм сры-
ва [5, 16], так как разлом находится на
небольшой глубине, где исключается вы-
сокое поровое давление. Если все же ка-
ким-то образом и возникло аномальное
давление за счет флюидов, то оно исчезло
бы сразу пос ie начала движения верхней
плиты и ее раскола на множество кусков.
Гут и др. [7] заключили, что «простое
гравитационное скольжение с учетом эф-
фекта дополнительного порогового давле-
ния не объясняет срыва горы Харт», так как
аллохтонные «толщи, по-видлмом}, не об-
ладают достаточно низкой проницаемо-
стью, необходимой для сохранения поро-
гового давления». Давление поровой жид-
кости как дополнительный фактор еще
труднее использовать при объяснении дви-
жения блоков по поверхности рельефа, а
они как раз перемещались на наибольшие
расстояния (до 50 км).
Образование срыва Харт удовлетвори-
тельно не объясняется и другими предло-
женными механизмами, такими как обра-
зование оползней [9], выделение вулкани-
ческих газов под давлением [10] и гравита-
ционное скольжение при сдвиге в низко-
вязком слое [11]. Ривз [25] предположил,
что толчки от землетрясений-единствен-
ный из предложенных механизмов, кото-
рый способен обеспечить большие скалы-
вающие напряжения, необходимые в мо-
мент срыва. Происхождение разломов в
Вайоминге, вероятно, связано с многочис-
ленными сильными землетрясениями; лишь
комбинированный механизм, j читываю-
щий силу тяжести и толчки от периоди-
ческих землетрясений, согласно работам [2,
ПРОЦЕСС СРЫВА
225
15, 18, 21], приводит к результатам, согла-
сующимся с наблюдаемыми чертами срыва
Харт.
Примеры. В дополнение к упоминав-
шимся выше структурам срыва укажем на
следующие надвиги типа срыва: Льюис в
шт. Монтана и провинции Альберта, над-
виговый пояс западного Вайоминга и при-
мыкающих к нему штатов [27], надвиги
гор Бэрпо, шт. Монтана, и пологий надвиг
гор Пайн, юго-запад шт. Виргиния и со-
седних штатов. Срывами также считаются
западные предгорья на Тайване [19, 20],
горы Юра [17] и Предальпийская зона
вместе с Гельветскими и Ультрагельветски-
ми покровами Швейцарии
Уильям Пир< (William G. Pierce,
U. S. Dept, of the Interior, Geological
Survey Branch of Western-Environ-
mental Geology, 345 Middlefield Road
(Mail Strip 975), Menlo Park, Cali-
fornia 94025).
ЛИТЕРАТУРА
1. 3ucherW.H., 1933, Volcanic e