/
Tags: общая геология метеорология климатология историческая геология стратиграфия палеогеография геологические науки геология гидрогеология издательство мир тектоника литосфера
ISBN: 5-03-001513-2
Year: 1991
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 explosions and
’verthrusts Am. Geophys. Union Trans., 14th
Ann. Meeting 14, 238 242.
2. Bucher W.H., 1947, Heart Mountain problem,
Wyoming Geol. Assoc. Guidebook, (2nd Ann.)
Field Conf, in the Bighorn Basin, 189-197.
3. Buxtorf A., 1916. Prognosen und Befundebeim
Hauensteinbasis und Grenchenbergtunnel und
die Bedeutung der lerztem fqr Geologie des
Jurabirges, Naturf. Gessel. Basel Verh. 27,
148 254.
4. DakeC.L.. 1918, The Heart Mountain over-
thrust and associated structures in Park County,
Wyoming, Jour. Geology, 26, 45-55.
5. Davis G.A., 1965, Role of fluid pressure in me-
chanics of overthrust faulting: discussion, Geol.
Soc. America Bull. 76, 463-468.
6. De Sitter L.U., 1956, Structural geology. New
York: McGraw-Hill, 552 p.
7. Guth P. L„ Hodges К. V. and Wdlemin J. H.,
1982, Limitations on the role of pore pressure in
gravity gliding: Geol. Soc. Amer. Bull. 93, 7,
606-612.
8. Hewett D.F., 1920. The Heart Mountain over-
thrust, Wyoming, Jour. Geology 28, 536-557.
9 Hsu K.J., 1969, Role of cohesive strength in the
mechanics of overthrust faulting and of landsli-
ding, Geol. Soc. America Bull. 80, 927-952.
10 Hughes C. J., 1970, The Hearth Mountain de-
tachment fault-a volcanic phenomenon?, Jour,
neology 78, 107-116.
11 Kehle R.O., 1970, Analysis of gravity sliding and
>i .-'genic translation, Geol. Soc. America Bull.
81. 1641-1644.
< * tun
12. Nelson W.H., Perce WG., Parsons WH and
Brophy G.P., 1972, Igneous activity, metamorp-
hism, and Heait Mountain faulting at White
Mountain, northwestern Wyoming, Geol. Soc.
America Bull. 83, 2607-2620.
13. Pierce W.G., 1957, Heart Mountain and South
Fork detachment thrusts of Wyoming, Am.
Assoc. Petroleum Geologists Bull .41, 591-626.
14. Pierce W.G., 1960, The “break-away” point of
the Heart Mountain detachment fualt in north-
western Wyoming U. S. Geol. Survey Prof. Pa
per 400-B, B236-B237.
15. Pierce W.G., 1963, Reef Creek detachment fault,
northwestern Wyoming, Geol. Soc. America
Bull. 74, 1225-1236.
16. Pierce W.G., 1966a, Role of fluid pressure in
mechaii.cs of overthrust faulting: discussion,
Geol. Soc. America Bull. 77, 565-568.
17. Pierce W.G., i966b, Jura tectonics as a decolle-
ment, Geol. Soc. America Bull. 77, 1265-1276.
18. Pierce W.G., 1973, Principal feature» of the
Heart Mountain fault and the mechanism prob-
lem, in D. DeJong and R. SCHolten, eds.,
Gravity and Tectonics. New York: John Wiley
and Sons, 457-471.
19. Pierce WG., 1975, Geologic structure of the
western foothills, Taiwan, a preliminary report,
Petroleum Geology Taiwan, no. 12, 1-17.
20. Pierce WG., 1977, Detachment or decollement
faulting (wi h some applications to the western
foothills of Taiwan), Petroleum Geology Taiwan,
no. 14, 1-10.
21. Pierce WG., 1979, Clastic dikes of Heart Mo-
untain Fault breccia, northwestern Wyoming,
and their significance, U. S. Geol. Sur. Prof. Pap.
1133, 1-25.
22. Pierce WG., 1980, The Heart Mountain break-
away fault, northwestern Wyoming, Geol. Soc.
of Amer. Bull. 91, 272-281.
23. Pierce W.G., 1985, Map showing present con-
figuration of Heart Mountain fault and related
features, Wyoming and Montana, Geol. Sur.
Wyoming, Map series 15.
24. Pierce WG. and Nelson W.H., ^"’З, Crandall
Conglomerate, as usunual stream deposit, and
its relation to Hearth Mountain faulting, Geol.
Soc. America Bull. 84, 2631-2644.
25. Reeves F., 1946, Origin and mechanics of the
thrust faults adjacent to the Bearpav Moun-
tains, Montana, Geol. Soc. America Bull. 57,
1033-1047.
26. Rubey W. W., 1965, Role of fluid pressure in
mechanics of overthrust faulting reply (to dis-
cussion by G. A. Davis 1965), Geo1 Soc. America
Bull. 76, 469-474.
27. Rubey W.W., and Hubbert M.K., 1959, Over-
thrust belt in geosynclinal area of western Wyo-
ming in light of fluid-pressure hypothesis, 2. of
Role of flu 3 pressure in mechanics of overthrust
faulting, Geol. Soc. America Bull. 70, 167-205.
28. Shquldice J.R.. 1963, Gravity slide faulting on
Bowes Dome, Bearpaw Mountains area, Mon-
tana, Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull. 47,
1943-1951.
29. Stevens E. H., 1936, Inertia as a possible factor in
226
ПРОЧНОСТЬ ПОРОД
the mechanics of low-angle thrust faulting, Jour.
Geology 44, 729-736.
30. Stevens E. H, 1938, Geology of the Sheep Moun-
tain remnant of the Hearth Mountain thrust
sheet, Park County, Wyoming, Geol. Soc. Ame-
rica Bull. 49, 1233-1266.
31. Torres V., and Gingerich P.D., 1983, Summary of
Eocene stratigraphy at the base of Jim Moun-
tain, north fork of the Shoshore River, northwes-
tern Wyoming, Wyom. Geol. Assoc. 34th Annual
Field Conference Guidebook, p. 205-208.
ПРОЧНОСТЬ-см. ПРОЧНОСТЬ ПОРОД
ПРОЧНОСТЬ НА РАЗРЫВ-см. ПРОЧНОСТЬ
ПОРОД
ПРОЧНОСТЬ ПОРОД
Качественно прочность пород определя-
ется как их сопротивление нарастающей
деформации в процессе текучести или при
разрушении. Ьолее точной, количественной
характеристикой прочности является вели-
чина напряжения, вызывающая появление
остаточной деформации в результате те-
кучести или разрушения при определенных
экспериментальных условиях. Используя
термин прочность в более строгом смысле,
мы должны уточнять его определение: ко-
нечная прочность (предел прочности)-наи-
большая разность напряжений, которую
.выдерживает испытуемый образец без раз-
рушения при заданных эффективном давле-
нии, температуре и скорости деформации
([7], см. Экспериментальные методы опре-
деления деформаций и Реология горных по-
род)', прочность на разрыв -дифференциаль-
ное напряжение в момент разрыва; проч-
ность на раздавливание-одноосное сжи-
мающее напряжение, необходимое для раз-
рушения образца при нормальных услови-
ях [7]. Предел текучести, в соответствии с
принятым определением, также является
прочностью, но обычно его так не назы-
вают; он определяется дифференциальным
напряжением, при котором начинает по-
являться остаточная деформация.
При рассмотрении вопроса о прочности
обычно обращаются к результатам изме-
рений дифференциальных напряжений в
стандартных условиях трехосного сжатия
(см. Экспериментальные методы определе-
ния деформаций). Это связано с удобством
сравнения большого числа подобных испы-
таний пород разного типа и не требует
обращения к трудной проблеме определе-
ния точного механизма деформации. Одна-
ко в некоторых приложениях полезнее рас-
сматривать определенные комбинации на-
пряжений, вызывающие данный тип не-
устойчивости. Например, критерий Кулона
основан на комбинации нормального и
скалывающего напряжений, при которой на
данной плоскости достигается неустойчи-
вость.
Прочность пород данного типа сильно
зависит от таких физических параметров,
как температура, всестороннее давление,
давление флюидов и длительность дей-
ствующих напряжений. Влияние этих па-
раметров на прочность и сведения о раз-
личных видах прочности суммированы в
статьях Экспериментальные методы опре-
деления деформаций и Реология горных по-
род. Обширную информацию об этих дан-
ных сообщает Хэндин [7]. а Егер и Кук [8]
подробно анализируют факторы, влияю-
щие на прочность пород, и методы из* ере-
ния прочности.
Фундаментальная прочность. В предыду-
щем разделе имелись в виду кратковремен-
ные свойства пород, которые можно изу-
чать непосредственно в лаборатории. Труд-
нее ответить на вопрос, обладают ли гор-
ные породы фундаментальной или конеч-
ной прочностью - пороговым напряжением,
ниже которого вообще не возникают оста-
точные деформации (см. Реология горных
пород). В теоретическом анализе вопрос о
конечной прочности имеет зн 1чение по
двум причинам. Во-первых, материал, об-
ладающий конечной прочностью, может
содержать области без остаточной зефор-
мации («мертвые зоны»), соседствующие с
участками больших пластических деформа-
ций В материале без конечной прочности
напряжения должны распределяться более
гладко и непрерывно. Во-вторых, в мате-
риале с конечной прочностью напряжения
не будут существенно превышать порого-
вую величину, и, следовательно, в нем от-
сутствуют области очень высокой диссипа-
ции энергии; однако при отсутствии ко-
нечной прочности напряжение и соответ-
прочность пород
227
ственно диссипация энергии могут неогра-
ниченно возрастать, если это допускается
раничными условиями.
По экспериментальным данным для
установившегося течения в горных породах
и минералах при высоких температурах и
низкой скорости деформации [2] обычно
определяют эмпирическую зависимость
между скоростью деформации ё и напря-
жением а
ё = Ла", (1)
|де Л-функция температуры, п и 4 зависят
от типа породы. Применительно к обычной
। еологической обстановке, в которой ско-
рость деформации приблизительно задают
внешние условия, этот закон текучести
можно интерпретировать с помощью опре-
деления прочности. При фиксированной
• емпературе уравнение (1) перепишем в
виде
Ifiecb ё0-характерная величина, выбирае-
мая в соответ ггвии с данной геологической
ситуацией [4]. При п = 1 (линейная вяз-
кость) материал не обладает конечной
прочностью, и остаточная деформация воз-
никает при любом напряжении. Если п > 3
(i ипичные значения и лежат в интервале от
2 до 9 [2]), то материал ведет себя так, как
если бы он имел конечную прочность. Что-
чы это показать, можно заметить, что
правая часть уравнения (2) достаточно ма-
на или, наоборот, велика, если соответ-
ственно выполняются неравенства а < а0
или <1 > а0. Таким образом, величина а0
шрает роль конечной прочности. Если на-
пряжение существенно меньше а0, то ско-
рость деформации очень мала, и, с другой
стороны, напряжения не могут сильно пре-
высить а0 без увеличения скорости дефор-
мации. Метод аппроксимации закона те-
кучести с помощью уравнения (1), вклю-
чающий эффективную конечную проч-
ность, имеет большую практическую цен-
ность, чем часто используемый метод, учи-
ни вьющий эффективную вязкость. Однако
по применение основано на предположе-
нии. что принятый закон текучести можно
экстраполировать на область естественных
скоростей деформации (порядка 10”14 с-1),
но такое предположение оправдано, если
при низких скоростях деформации не про-
являются другие механизмы деформации.
Некоторый свет на вопрос о конечной
прочности проливают теоретические иссле-
дования механики происхождения геологи-
ческих структур наряду с наблюдениями их
в естественных условиях. При этом теоре-
тические модели однослойных складок,
исключающие конечную прочность [3, 5], и
модели, действующие по закону (1), не
имеют больших различий в том, что ка-
сается формы складок и истории дефор-
маций-оба типа моделей воспроизводят
естественную складчатость. Из теории об-
разования гнейсовых куполов [6] под дей-
ствием сил плавучести следует, что напря-
жения здесь не превышают 10 бар. Если
основные предположения о механизме об-
разования гнейсовых куполов верны, то
слагающие их породы не могут иметь при
умеренных температурах конечной прочно-
сти выше приблизительно 10 бар.
Зависимость прочности пород от их гео-
метрической конфигурации. Используя экс-
периментальные данные по прочности по-
род при решении геологических проблем,
важно понимать, что сопротивление поро-
ды при деформации зависит не только от
составляющих ее частей, нс и от их конфи-
гурации. В стандартных испытаниях на
сжатие после образования разлома по нему
происходит скольжение в том случае, если
всестороннее давление не настолько вели-
ко, чтобы трение превысило величину, при
которой напряжения вызывают новый раз-
лом [1]. Так происходит потому, что среда,
окружающая образец, незначительно пре-
пятствует длительному скольжению. В зем-
ной коре порода разрушается в существен-
но другой обстановке, так как зона разлома
ограничена окружающей массой, и после-
дующее скольжение по разлому происхо-
дит, если только позволят граничные усло-
вия. Так, хрупкий слой в складчатой оса-
дочной толще может сохранить определен-
ное, сцепление даже будучи сильно раздроб-
ленным [11]. Прочность такого слоя в про-
цессе складкообразования больше зависит
от свойств окружающей среды и конфигу-
228
ПСЕВДОТАХИЛИТЫ
рации слоистости, чем от прочности, изме-
ренной экспериментально на малых образ-
цах из этого слоя.
Примером другого типа является влия-
ние размера образца на экспериментально
наблюдаемую прочность [8]. Большой об-
разец имеет прочность на раздавливание
ниже, чем малый. Этот эффект обычно
связывают с наличием трещин в образце, и
анализировать его можно с помощью ста-
тистических методов.
В качестве последнего примера, иллю-
стрирующего эффект конфигурации, рас-
смотрим прочность слоистой среды, в ко-
торой складкообразование происходит под
действием бокового сжатия [3]. Здесь тер-
мин прочность мы используем для качест-
венной характеристики, так как исследован-
ные материалы не обладают конечной
прочностью. Общее сопротивление среды
при складкообразовании велико на началь-
ной стадии процесса, когда еще мала ам-
плитуда складок, затем оно уменьшается с
усилением складчатости и, наконец, снова
возрастает при образовании высоконапря-
женных складок. Прочность материалов,
слагающих отдельные слои, остается неиз-
менной, но прочность массива в целом
сильно зависит от деформации, связанной с
изменением обшей конфигурации слоев.
Уильям М. Чаппл 'Wilhan: М. Chap-
ple, Dept, of Geological Sciences,
Brown University, Providence, Rhode
Island, 02912).
ЛИТЕРАТУРА
I. Byerlee J. D., 1Q68, Brittle-ductile transition in
rocks, Jour. Geophys. Resear :h 73, 4741 -4750.
2. Carter N.L., 1976, Steady-state flow in rocks,
Rev. Geophys. and Space Phys. 14, 301 360.
3. Chapple W.M., 1970, The finite-amplitude insta-
bility in the folding of layered rocks, Canadian
Jour. Earth Sci 7, 457-466.
4. Chapple W. M 1977, Mechanics of thin-skinned
fold and thrust belts, Geol. Soc. America Bull., в
пе 1ати.
5. Dieterich, J. H and Carter N.L.. 1969, Stress-
history of folding, Am. Jour. Sci. 267, 129-154.
6. Fletcher R. C, 1972, Application of a mathema-
tical model to the emplacement of mantled
gneiss domes, Am. Jour. Sci. 272, 197-216.
7. Handing J. 1966, Strength and ductility, in
Handbook of Physical Constants, 2nd Boulder,
Colo Geological Society America (Mem. 97).
8. Jaeger J. C. and Cook N.G.W., 1969, Funda-
mentals of Rock Mechanics. London: Methuen.
9. Kamb B., 1964, Glacier geophysics, Science 146,
353-365.
10. Parrish D.K., 1973, A non-linear finite element
fold model, Am. Jour. Sci. 273, 318-334.
11. Steams D. W., 1968, Fracture as a mechanism of
flow in naturally deformed layered rocks, Geol.
Survey of Canada Paper 68-53, 79-91.
ПСЕВДОТАХИЛИТЫ
Термин псевдотахилит Шенд [5] пред-
ложил для богатой включениями черной
породы со стекловатой или скрытокристал-
лической основной массой, которая напо-
минает базальтовое стекло-тахилит
(рис. 1). Псевдотахилиты образуют жилы и
сеть прожилков в породах кольцевой струк-
туры Фридефорт, которая считается эро-
зионным останцом центрального поднятия
одной из крупнейших в мире криптоэкспло-
зивной структуры [1]. Эти жилы пересе-
кают все остальные структурные формы и
не связаны с разломами. Округлые в целом
включения состоят главным образом из
кусков вмещающих пород, и основная мас-
са такж" близка к ним по составу. Дальней-
шие исследования показали, что включения
содержат ударные плоскостные элементы
строения [7], к >эсит и стишовит [3].
После работы Шенда термин псевдота-
хилит стали применять к черному стекло-
ватому материалу в жилах, явно приуро-
ченных к разломам, в коз эрых он образу-
ется в результате исключительно интенсив-
ной грануляции и, возможно, даже плав-
ления во время смещений по разломам.
Примерами являются кремнистые раздроб-
ленные породы в Шотландии и гнейсы,
инъецированные аналогичными породами
в Индии (псевдотахилитовый гнейс).
Филпотте [4], рассматривая происхож-
дение псевдотахилитов, пришел к выведу о
возможности двух путей: «одни псевдота-
хилиты образуются при плавлении за счет
трения в зоне разлома, другие-при край-
ней степени милонитизации пород и инъек-
ции тонко растертого материала внутрь
трещины разлома». Он предложил исполь-
зовать термин псевдотахилит лишь для
пород, образующихся при плавлении.
Данные по плавлению в псевдотахили-
тах противоречивы. Венк [6] исследовал
ПСЕВДОТАХИЛИТЫ
229
Рис. 1. Сетчатые жилы псевдотахилита в граните, испытавшем ударноволновое воздействие
в криптоэксплозивной структуре Маникуаган, Квебек (шкала в см).
образцы псевдотахилитов из различных зон
разломов с помощью электронного микро-
скопа и заключил, что псевдотахилиты не
образуются путем плавления, хотя они и
сотержат некоторую долю стекла. Фил-
потте [4] в гнейсах Квебека обнаружил
признаки локального плавления, связанно-
го с зонами разломов. Об аналогичных
следах плавления в псевдотахилитах из
кольцевой структуры Фридефорт сообщил
Уилшир [7], связавший, однако, их проис-
хождение в основном с катаклазом. Мэд-
док [2] привел убедительные доказатель-
с । в? плавления в псевдотахилитах из зоны
разломов Внешних Гебридских островов.
Псевдотахилиты, связанные с зонами
ра томов, могут образоваться в процессе
катаклаза или(и) плавления. Появление
псевдотахилитов в центральных поднятиях
криптоэсплозивных структур, вероятно,
объясняется эффектами ударных волн и
к'пловыделения в результате удара косми-
ческого тела о поверхность со сверхзвуко-
вой скоростью. Шенд не рассматривал
ударное происхождение кольцевой структу-
ры Фридефорт Однако он писал следую-
щее-
«Псевдотахилиты образуются непосред-
ственно из гранита при плавлении, выз-
ванном (как я показал) не сдвигообразо-
ванием, а ударом или, возможно, изверже-
нием газа... Форма псевдотахилитовых жил
показывает, что гранит был раздроблен
при внезапном гигантском ударном им-
пульсе или серии ударов».
Джон Г Мёртог (John G. Mur-
taugh, Dept, of Geosciences, State Uni-
versity College at Buffalo, 1300 Elm-
wood Avenue, Buffalo, New York
14222).
ЛИТЕРАТУРА
1. Dietz R.S., 1961, The Vredefort Ring Structure:
meteorite impac, scar? Jour. Geology 69,
499-516.
2. Maddock R 4 1983, Melt origin of fault-gene-
rated pseudotachylites demon trated by textures,
Geology 11, 105-108.
3. Martini J E.J., 1978, Coesue and stishovite in the
Vredefort Dome, South Africa, Nature 272,
715-717.
4. Philpotts A. R., 1964, Origin of pseudotachylites,
Am. Jour. Sci. 262, 1008-1035.
5. Shand S.J., 1916, The pseudotachylyte of Parys,
Geol. Soc. London Quart. Jour. 72, 198-221.
6. Wenk H R„ 1978, Are pseudotachylites productes
of fracture or fusion? Geology 6. 507-511.
7. Wilshire H.G., 1971, Jour. Geology 79, 195-206.
РАВНОВЕЛИКАЯ ПРОЕКЦИЯ
см. СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
РАДИАЛЬНОЕ НАПРЯЖЕНИЕ -
см. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
РАДИАЛЬНЫЕ ЗНАКИ-
см. МОРФОЛОГИЯ ПОВЕРХНОСТИ
РАЗРЫВА
РАЗДРОБЛЕННЫЕ ПОРОДЫ-
см. МЕЛАНЖ
РАЗЛОМ см. РАЗЛОМЫ
И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
РАЗЛОМЫ И
РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
Разлом-это отдельный разрыв или зо-
на разрушений в земной коре, вдоль ко-
торых, т.е. параллельно разрывам, проис-
ходит заметное смещение пород. Одна сто-
рона (бок или крыло) смещается по гра-
ничной поверхности другой стороны, вы-
зывая разрушение и дислокацию структу-
ры. которая до разломообразования пред-
ставляла сплошное тело Таким образом,
разлом является дислоцирующей структу-
рой, образовавшейся в результате взаимно-
го скольжения блоков пород после их раз-
рыва (рис. 1,о). Разломы-это структуры
скалывания (сдвига), и поэтому термин ска-
лывание часто используется как синоним
разломообразования. Разломы возникают в
очень твердых и прочных породах, таких,
как граниты, пли в очень мягких и в ос-
новном неконсолидированных материалах,
таких, как пески и глины. В доступных
наблюдению наружных слоях Земли повсе-
местно встречаются разломы того или ино-
го масштаба.
Горняки Европы с тень давно знали о
существовании разломов, а на языке гео-
логов XIX в. это-сбросы, ловушки, гори-
зонтальные смещения, сдвиги, нарушения,
взбросы, трещины, расщелины, но также и
разломы. Разломы оказывают большое
влияние на процессы разработки в горно-
добывающей и нефтяной промышленности,
в связи с этим острые дискуссии по их
терминологии, классификации и происхож-
дению продолжаются в кругах геологов и
горняков до настоящего времени [2-4, 6,
9].
Отдельность, трещины растяжения и
другие аналогичные нарушения сплошно-
сти в породах (рис. 1,6)-это разрывы, но
не разломы, так как в них, возможно, и
происходит заметное раздвижение блоков
перпендикулярно границе раздела, вызы-
вающее образование раскрытого прос гран-
ства, но отсутствует смещение, параллель-
ное зоне разрыва. Эти нарушения сплошно-
сти снижают прочность массива, но не
приводят к смещениям в его структуре.
Пространственные размеры разломов
изменяются от микроскопических до сотен
и тысяч метров в ширину и до десятков и
сотен километров в длину; предполагают,
что некоторые разломы континентального
масштаба рассекают земную кору и про-
никают в нижележащую мантию. Общее
смещение вдоль разломов изменяется от
нескольких десятков сантиметров до сотен
километров и включает массивы коровых
пород объемом до нескольких кубических
миль. Разломы-главные структуры земной
коры, формирующие отличительные черты
рельефа, такие, как сбросовые уступы, риф-
товые долины и характерный рельеф типа
провинции Бассейнов и Хребтов в шт. Не-
вада. Разломообразование приводит к ус-
ложнению геологической структуры, даже
если она достаточно простая во всех других
отношениях, так как при этом породы по-
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
231
г. Слоистая зона
д. Зона сланцеватости
ле. Комплексная зона
з. Висячее и лежачее
крылья разлома
и. Рифление и штриховка
на плоскости разлома
к. Тектонические линзы
Рис. 1 Разломы и разломообразование.
л Положение плоскости
разлома в пространстве
м. Вертикальные, круто-
и пологопайакицие
разломы
надают в аномальную обстановку, появля-
|<>гся необычные сочетания и суперпозиция,
а I акже изменяется строение самих пород в
результате дробления и разламывания. Для
процессов горообразования зарождение и
развитие разломов имеют первостепенное
из и по крайней мере очень важное значе-
ние. Вследствие разломообразования воз-
никают подземные ловушки или ценные
|кчервуары, в которых скапливается нефть
и циркулируют подземные воды (горячие и
холодные), откладывающие экономически
ценные металлы в виде жил и рудных
залежей.
Для человеческой деятельности разло-
мы представляют большие трудности и
угрозы: в твердых прочных породах возни-
кают опасные ослабленные зоны, затруд-
няющие проходку туннелей и шахт; кровля
и боковые стенки подземных выработок
могут обрушаться вдоль зон разломов; по
этим же зонам прокладывают свой путь
обильные нежелательные потоки подзем-
ных вод. В горных работах встречаются
232
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
разломы, секущие и смещающие пластовые
и жильные залежи, осложняя их добычу,
что может даже приводить к потере рудно-
го тела. Наблюдаемые в настоящее время
смещения по активным разломам являются
непосредственной причиной многих опас-
ных землетрясений, такие смещения вызва-
ли катастрофическое землетрясение в Сан-
Франциско в 1906 г. На активных разломах
или в их окрестности не следует вести
строительство дамб, мостов и других важ-
ных сооружений.
Особенности р изломов и зон разломов.
Движения по разлому происходят вдоль
одной ровной или искривленной поверхно-
сти разрыва, но могут распределяться и по
множеству близко расположенных парал-
лельных плоскостей скалывания, образую-
щих расслоенную зону разлома (рис. 1,г). В
других случаях движения происходят по
множеству очень мелких плоскостей ска-
лывания и образуется зона сланцеватости
(рис. 1,д) (иногда ее называют также зоной
скалывания, но это неверно, так как все
типы зон разломов представляют собой
зоны скалывания). Разрыв может быть вы-
ражен системой искривленных ветвящихся
трещин, тогда образуется зона трещино-
ватости (рис. 1.в). Разломы обычно пря-
молинейны или слабо искривлены в на-
правлении относительного движения его
крыльев, причем все неровности в этом
направлении раздроблены, разорваны или
срезаны, хотя в других направлениях в
плоскости разлома могут сохраниться зна-
чительные неровности. Рифление и штри-
ховка (рис. 1,и) иногда со значительной
амплитудой и длиной волны-отличитель-
ные черты, наблюдаемые вдоль многих по-
верхностей разломов и, очевидно, указы-
вающие направление скольжения блоков
относительно друг друга.
На смещенных поверхностях, сглажен-
ных и отполированных так, что образуется
зеркало скольжения, как правило, видны
более мелкие царапины или штрихи. Обыч-
но вдоль разлома встречается вязкая, зем-
листая глинка трения, состоящая из тонко-
зернистых и растертых материалов примы-
кающих блоков, толщиной от десятков сан-
тиметров до нескольких метров. Если дви-
жение по разлому было исключительно ин-
тенсивным и сопровождалось выделением
большого количества тепла в результате
трения, то породы крыльев тонко дроби-
лись, затем снова цементировались, иногда
даже плавились, и в некоторых случаях
образовывались стекловатые и часто по-
лосчатые милониты, похожие на некоторые
обычные осадочные или вулканические по-
роды, которые ошибочно картировались
как таковые в зонах разломов.
Вдоль более раскрытых разломов гру-
бые угловатые или округлые фрагменты
пород, сорванные с крыльев разлома, обра-
зуют зону брекчии (рис. 1,е). Пространство
между этими фрагментами может оста-
ваться открытым для циркуляции подзем-
ных вод, может быть заполненным тонко-
раздробленным материалом или такими
минералами, как кварц или кальцит, осаж-
давшимися из циркулирующих вод. Иногда
брекчии цементируются рудными минера-
лами в количестве достаточном, чтобы
представлять собой промышленное рудное
тело. Большой цельный блок, оторванный
от коренных пород и зажатый в зоне разло-
ма, называется тектонической линзой
(рис. 1,к) или чешуей; термин чешуя, одна-
ко, часто применяется к тонким пластин-
чатым массам пород, зажатым между
крыльями разлома.
Поро гы крыльев разлома могут раз-
рушаться с образованием трещин и вто-
ричных разломов, а их структуры, напри-
мер слоистость, изгибаются и деформиру-
ются до смятия в складки волочения (см.
Складки волочения), наблюдаемые в стен-
ках разлома. Эти вторичные структуры,
обусловленные смещениями по разлому,
часто помогают определить знак и направ-
ление преобладавшего движения в зоне раз-
лома.
Величина смещения по разлому не обя-
зательно отражена в многообразии или
интенсивности развития структур внутри
деформированных массивов или на поверх-
ности крыльев. В одних случаях многие
разломы при сравнительно небольшом
смещении характеризуются, интенсивным
брекчированием, разрушением крыльев и
развитием мощной глинки трения В дру-
гих случаях при смещениях в десятки кило-
метров наблюдается лишь очень слабая
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
233
деформация или незначительное проявле-
ние брекчирования, глинки трения и ми-
лонитов. Последние легко распознать на
< бнаженных поверхностях или в скважинах,
если только нет других указаний на их
происхож гение таких, как срезанные слои,
странные наложения пород разного типа
или пород совершенно разного возраста.
Поскольку разломы-зоны ослабленной
прочности пород, в целом их обнажения
наблюдаются не очень часто, так как в
результате выветривания и эрозии они те-
ряют выражение в рельефе (исключая райо-
ны высоких гор и крутых склонов рельефа)
и перекрываются почвой и аллювием. В
большинстве случаев разломы хорошо Ha-
ft. юдаются в искусственных обнажениях,
например в выемках вдоль дорог, в шахтах
и карьерах.
Геометрическое описание разломов и сме-
щений по ним. Пространственное положение
разломов в земной коре, как и других
плоскостных структур (слоистости, жил,
даек и т.д.), определяется простиранием и
падением (рис. 1,л). Если угол падения
плоскости разлома больше 45° (иногда за
ючку отсчета принимают 60°), то разлом
называют крутопадающим, и при падении
меньше 45°—пологопадающим\ при верти-
кальном падении разлом так и называют-
нертикальнопадающим (рис. 1,л<). Разлом с
па дением меньше 90°, т. е нс вер-1 жальный
имеет лежачее крыло (рис. 1,к), т. е. блок
пород, расположенный под сместителем, и
висячее крыло, т. е. блок пород, располо-
женный над сместителем. В прошлом поль-
ювались терминами наклон и отклонение
разлома, т. е. углами, образуе дыми плос-
кое гью разлома с вертикальной плоско-
< п.ю, поскольку их легко измерить под
«смлей с помощью отвеса. Однако их ис-
пользуют редко, так как они просто яв-
•нются допо. шительньгми углами к углу
падения разлома.
Наиболее важной чертой разломов яв-
ляются движения или скольжения, проис-
ходящие параллельно сместителю и при-
водящие к разобщению окружающих
11 руктур, таких, как слоистость, дайки, жи-
ва и др. (рис. 2). Общее (результирующее)
< хи щение-вектор, указывающий направле-
ние движения и расстояние между двумя
первоначально с лежными точками, раздви-
нутыми при образовании разлома. Этот
вектор определяется относительным зна-
ком движения, т. е. относительным направ-
лением движений, приведших к смещению,
так, например, описания: «смещение вися-
чего крыла относительно лежачего вниз и
вправо» и «смещение лежачего крыла вверх
и влево (т.е. с обратным знаком) отно-
сительно висячего крыла» - будут совер-
шенно равноценны (эквивалентны). Опре-
деление такого относительного знака ре-
зультирующего движения-это обычно все,
что могут установить геологи при изучении
разлома, так как данные о движении в
абсолютном смысле просто недоступны,
например лежачее крыло движется вниз в
направлении результирующего смещения, а
висячее крыло остается неподвижным.
Только в наблюдениях современного раз-
ломообразования, изменяющего рельеф, в
частности, вблизи моря или на хорошо
изученной территории, возможно опреде-
лить смещения в «абсолютном» смыс-
ле.
Результирующее смещение в зоне разло-
ма может происходить в произвольном
направлении, достигая десятков и иногда
сотен километров, но отдельные фактиче-
ские перемещения или истинные подвижки,
сумма которых и дает результирующее
смещение, имеют порядок сантиметров или
десятков сантиметров и часто разбросаны
по разным направлениям вокруг среднего
направления общего смещения. Подобные
кратковременные смещения, вызывающие
толчки на поверхности и землетрясения,
длятся тысячи и миллионы лет, накапливая
общее смещение во многих разломах (на-
пример, по разлому Сан-Андреас в Кали-
форнии1
Результирующее смещение легко опре-
деляется из простых геометрических сооб-
ражений, если на противоположных сто-
ронах разлома удается выделить две перво-
начально близкие точки. Подобные точки
можно установить, найдя разорванную ли-
нию погружения осей складок, при этом
точки смещенных осей складок и шарниров
располагаются на поверхностях разлома;
аналогично указанные точки и по ним ре-
зультирующие смещения определяются с
234
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
б. Левосторонний сЛвиг
8 Правосторонний сйвиг
г. Нормальный сброс, смещение по паЗению
d Обратный, сброс, смещение по пабению
Рис. 2. Смешение и геометрическая классификация разломов, л-сброс с косым смещением: резуль-
тирующее смещение погружается на северо-восток; движение висячего крыла относительно лежачего
имеет составляющие, направленные вниз и влево (а- вертикальная компонента результирующего
смещения или смещения по падению, Ь-горизонтальная компонента смещения по падению, с-го-
ризонтальная компонента результирующего смешения); б-Э-см. на рисунке; е-погружение резуль-
тирующего смещения угол между линией результирующего смещения и горизонтальной плос-
костью, отсчитываемый в вертикальной плоскости, проходящей через линию результирующего
смещения; ж наклонение результирующего смещения угол в плоскости разлома между линией
результирующего смещения и линией простирания. Определение наклонения требует знания прости-
рания и падения плоскости разлома.
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
235
помощью засечек на плоскостных структу-
рах в таких сочетаниях, как дайки и от-
дельные горизонты, жилы и дайки и т.д.
1‘сже для той же цели можно обратиться к
практически линейным геологическим те-
пам, например, вытянутым песчаным лин-
I.IM в осадочных формациях или линзо-
видным рудным залежам.
Направление, но не величину результи-
рующего смещения указывает также ориен-
шция крупных желобков или штрихов на
плоскости разлома или залегание складок
молочения и структур растяжения на гра-
ницах разлома. Эти наблюдения вместе со
следами смещенной плоскости на границе
разрыва позволяют найти общее смещение.
После того как результирующее смещение
пл данном разломе определено, простыми
t сометрическими построениями легко вос-
станавливается разобщенность других
с । руктур, например угольных пластов или
жильных рудопроявлений золота.
Менее определенными индикаторами
ни правления результирующего смещения
меняются штриховка и небольшие складки
молочения, так как они обычно отражают
самые последние подвижки, которые могут
существенно отличаться по ориентировке
см общего направления движения. При
оценках смещений использовалась ориен-
tкровка шероховатости и шлифовки, ощу-
щаемая кончиками пальцев, если ими во-
tn г ь по поверхности параллельно штри-
мопке, но этот критерий вызывает те же
шнражения, что и в случае штриховки;
бопсе того, современные эксперименталь-
ные данные указывают на возможность
снижений, не согласующихся при опреде-
1ГПНЫХ условиях с ориентировкой шеро-
ЯО1Ш гости.
Различаются следующие типы результи-
рующих смещений: трансляционное (пря-
мо швейное) и вращательное и их комби-
нация. Общие перемещения вдоль разло-
мов, в частности с учетом их полной протя-
женности по простиранию и по падению,
«о сдают сложную картину, и их трудно
и 1мерять и классифицировать, но в локаль-
ном масштабе большинство движений по
|№ । сомам являются простыми трансляция-
ми или вращениями и легко поддаются
сн.опиу.
Геометрическая классификация разломов
вне связи с их происхождением основана на
результирующих смещениях в трансляци-
онном движении (рис. 2,6-д). Если резуль-
тирующее смещение в основном параллель-
но простиранию, или линии разлома, то
разлом называется разломом со смещением
по простиранию (рис. 2,6, в); если по па-
дению-то разломом со смещением по па-
дению (рис. 2, г, д'). Все другие типы раз-
ломов называются разломами с косым, или
диагональным смещением. Таким образом,
разломы классифицируются по преобла-
дающему направлению результирующего
смещения. Реальные отклонения от линий
простирания или падения в указанных двух
типах разломов допускаются в пределах
10-15°. Поскольку при определении типа
разлома всегда устанавливается вначале
направление его относительного смещения,
особая строгость в этой терминологии,
по-видимому, не обязательна.
Далее разломы со смещениями по про-
стиранию (рис. 2,6, в) классифицируются
на основе простой договоренности по отно-
сительному смещению их крыльев: если для
наблюдателя, находящегося на одной из
сторон разлома, другая сторона движется
влево (вправо), то разлом называется ле-
вым (правым) сдвигом.
Разломы со смещениями по падению
(рис. 2, в, д), исключая вертикальные паде-
ния, делятся на два типа в зависимости от
относительного движения висячего и ле-
жачего крыльев разлома: нормальный
сброс по падению, в котором висячее кры-
ло опускается вниз относительно лежачего,
и обратный сброс по падению, в котором
висячее крыло, наоборот, поднимается
вверх (взброс). Эти два типа разрывов
обычно называют просто нормальным и
обратным сбросами. Прилагательные в
этих определениях давно появились на язы-
ке английских шахтеров, когда они разра-
батывали пласты угольных месторожде-
ний: чтобы продолжить разработку разор-
ванного разломом пласта в направлении
вверх или вниз, проходка велась факти-
чески в ту же сторону, если встречался
нормальный сброс, и в обратную сторону,
если разлом был обратным сбросом. Вер-
тикальные сбросы (со смещениями по паде-
236
РАЗЛОМЕ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
ник») не являются ни нормальными, ни
обратными, а просто описываются с ука-
занием географического направления их
смещения-например, юго-восточный блок
движется вверх относительно северо-запад-
ного.
Разломы с косым смещением характе-
ризуются знаками компонент смешений по
простиранию и падению, например косое
смещение с компонентами правосторонне-
го сдвига по простиранию и нормального
смещения по падению. Направление косого
смещения задает угол погружения пинии
смещения или ее наклон в плоскости раз-
лома (рис. 2, е, эк).
Ротационные сбросы могут быть осевы-
ми или шарнирными для плоских разло-
мов, когда оси вращения располагаются
перпендикулярно плоскости разлома, а так-
же коническими, когда ось вращения распо-
ложена наклонно к конической поверхности
разлома, или цилиндрическими, когда ось
вращения параллельна цилиндрической по-
верхности разлома. В последних двух слу-
чаях возможны винтовые движения (транс-
ляция и вращение). Наплавление относи-
тельного движения для осевых и шарнир-
ных сбросов указывает знак поворота на-
ружного блока относительно внутренне-
го -по часовой стрелке или против; для
других типов ротационных сбросов необхо-
димо указывать положение наблюдателя.
Локальные разрезы ротационных и винто-
вых сбросов обычно трактуются как про-
стые трансляционные разломы. И действи-
тельно, лишь очень редко удается распо-
знать такие сложные смещения, так как для
их документации требуется исключитель-
ная обнаженность.
Другие геометрические термины, описы-
вающие разломы. Термин амплитуда сме-
щения относится к расстоянию, измерен-
ному между двумя соответствующими точ-
ками разобщенной структуры (рис. 3,а-в,
д). Видимое смещение часто представляет
значительный практический интерес в руд-
ничной геологии: например, шахтера боль-
ше интересует кратчайшее горгзонтальное
расстояние, по которому надо проложить
туннель для выхода к смещенному разло-
мом угольному пласту или жиле, чем ис-
тинное смещение.
Амплитуда смещения по простиранию
(рис. 3, е)- расстояние между двумя часгя
ми разорванной структуры, измеренное
вдоль простирания разлома; после обр.1«
зования разлома концы crnj ктуры moi yi
оказаться перекрытыми (рис. 3,эк) или ра
зойтись еще дальше, образуя щель и при
водя к появлению или потере границ руд-
ничного блока. Амплитуда смещения пи
падению (рис. 3, ж) - расстояние, измерен
ное вдоль линии падения разлома, и aim
логичная амплитуда горизонтального емг
щения помогают устанавливать появления
или исчезновение по вертикали подошны
рудных пластов, что важно для извлечении
руды. Точно так же, как разломы классу
филировались по типам смещений по пре.
стиранию и падению, амплитуды указан
ных смещений можно разбить на амплиту
ды смещений правосторонних и левое i о
ронних, нормальных и обратных сбросов
Другой характеристикой смещения являех
ся отход, зияние, или горизонта [ьное емс
щение, т.е. расстояние между раздвинули
ми структурами, измерены эе в горизон
тальной плоскости перпендикулярно их
простиранию (рис. 3,эк).
Характеристики видимых смещений за
висят от положения в пространстве (пади
ния и простирания) данного разлома и
разделенных им частей конкретной струн,
туры, и часто они никоим образом и
содержат указаний на 1 лавные свойсз и.»
самого разлома или на истинное смещение
Видимые смещения изменяются по разд-
му, когда рассматриваются различные пс
ложения включенных структур, хотя ею
истинное смещение одно и то же. Напри
мер, нормальный сброс будет проявляться
как правостороннее смещение по простир
нию для пласта, падающего в одном n.i
правлении, и как левостороннее смешени
по простиранию на плоскости для план |
падающего в противоположную сторон)
левосторонний сдвиг проявится как нор
мальное смещение для пласта, падающею
в одном направлении, и как обратное см<
щение для пласта, падающего в другу Ц
сторону где-либо вдоль разлома, даже если
смещения по падению вообще не был»?
(рис. 2, е). Гилл [3] ясно понимал указали
различие между движением по разлому и
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
237
I'" < Видимые смещения разломов. А. Нормальный сброс с нормальным видимым смещением по
Ия и иию и правосторонним смещением маркировочного слоя. Вертикальная дайка, хотя и нарушена,
мсщена. Б. Обратный сброс с обратным видимым смещением и левосторонним смещением
нпркировочного слоя. Вертикальная дайка, след которой на плоскости разлома параллелен направле-
нию смещения по падению, как и выше, не смещена. В. Левый сдвиг с левосторонним смещением по
।-и । иранию и обратным смещением по падению. Вертикальная дайка имеет левостороннее
ы< пи-иие по простиранию. Г. Угольный пласт, рассеченный разломом, указывает на разрыв и
• -к иювение» подошвы блока. Д. Угольный пласт, рассеченный разломом, содержит перекрытие и
•нк’рясмость подошвы блока Е. Сдвиг с чистым смещением по простиранию, разобщивший
'нрпко открытую антиклинальную складку, показывает нормальное разделение по падению марки-
1«<п<>ч1Ю1о слоя на одной плоскости падения разлома и обратное разделение по падению на другой
'«нс1и падения. Левостороннее разобщение по престиранию в этом случае соответствует
ч Яш тройному смещению по простиранию. Ж. Видимые смещения для диагонального разлома при
ИНМ1 том истинном смещении: 1) правостороннее смещение по простиранию, 2) обратное смеще-
mi падению, 3) отход (с перекрытием), 4) стратиграфическое смещение.
238
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
смещением и указывал, что нормальные и
обратные сбросы ранее идентифицирова-
лись ошибочно на основе видимых сме-
щений [9], а не по их основной характе-
ристике-истинному смещению по разлому.
Хилл [6] сделал такую ошибку в своей
«Двойной классификации сбросов». Его ар-
гументация состояла в том, что истинные
смещения многих разломов не могли быть
или не были определены, и классификация
разломов основывалась на относительных
смещениях. Утверждение о том, что дан-
ный разлом или слой имеет определенное
смещение, еще не позволяет классифици-
ровать его или указать какие-либо его ос-
новные характеристики, хотя сама по себе
эта информация может представлять боль-
шую практическую ценность. Классифика-
ция же разлома на основе относительных
смещений не стимулирует исследований
разломов и разломообразования, как ут-
верждалось Хиллом, и, более того, сводит
на нет такие исследования: такой подход
геолога фактически откладывает проблему
фундаментальной классификации разломов
в долгий ящик.
Стратиграфическое смещение (страти-
графическая амплитуда разлома) (рис.
3, ж) в смеряется в направлении, перпенди-
кулярном к плоскости разобщенных оса-
дочных слоев и является полезным кри-
терием повторяемости или выпадения стра-
тиграфических единиц, вызванных образо-
ванием разлома. В действительности во
многих террейнах удвоение так же, как и
выпадение слоев в стратиграфической ко-
лонке являются важнейшими и бесспорны-
ми свидетельствами существования раз-
лома.
Ширина смещения и высота сброса {вер-
тикальная высота или амплитуда смеще-
ния) -старые термины, но, к несчастью, они
использовались как для видимого, так и
для истинного смещения. Шириной смеще-
ния часто называют горизонтальную ком-
поненту разобщения по падению, но тот же
термин использовали для обозначения го-
ризонтального перемещения по простира-
нию, т.е. сдвига. В последнем случае также
применялся термин сдвиг, причем предла-
галось считать сдвигом дислокацию с го-
ризонтальным смещением, а сбросом-дис-
локацию с вертикальным смещением, но
такая терминология не получила поддерж-
ки. Другое применение термина сдвиг име-
ло смысл смещения, измеренного поперек
широкой зоны разломообразования, когда
разорванные структуры отделены друг от
друга мощной толщей разрушенных и раз-
дробленных пород. Высота сброса часто
обозначает вертикальную составляющую
разобщения по падению, но иногда и об-
щего смещения. Такая нестрогость в тер-
минологии постепенно ведет к отказу от
этих двух терминов, несмотря на то что они
укоренились в старой литературе, ^ермины
взброшенный (поднятый) и сброшенный
(опущенный) (блок разлома) в известной
степени сохраняют свое значение, потому
что они достаточно ясно характеризуют
смещение крыльев вверх или вниз по пале
нию. Реальных возражений против “их не
видно, если помнить об относительности
смещений.
Разломы и окружающие их структуры.
По своему локальному геологическому по-
ложению разломы делятся на следующие
типы (рис. 4. а-г): разломы по hpot тира-
нию, или продольные разломы,-простира-
ние параллельно простиранию нарушенных
им структур; разломы по падению, или попе-
речные разломы,—простирание перпендику-
лярно простиранию нарушенных им струк-
тур; диагональный, или косой, разлом, про-
стирание диагонально к направлению ос-
новной структуры. Согласные разломы -
особый тип разломов по простиранию, их
падение и простирание параллельны соот-
ветствующим характеристикам основной
структуры, каковой обычно является слоис-
тость. Согласные разломы часто не заме-
чают, так как нарушение структур по ним
неочевидно и с трудом поддается иденти-
фикации, хотя смещения могут быть зна-
чительными.
В более крупном масштабе продольные
разломы простираются параллельно обще-
му простиранию главных структур, таких,
как большие складки, или параллельно
среднему региональному простиранию ис-
каженных структур в сложно деформиро-
ванных массивах. Секущие или поперечные
разломы (в локальном масштабе разломы
по падению или диагональные разломы)
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
239
а. Разлом по простиранию
(структуры)
6. Разлом по падению
в. Диагональный разлом
г Согласный сброс
д. Синтетическое разломо-
образование,
ступенчатый сброс
главный и вторичный сбросы
з. Система сопряженных
сбросов
и. Эшелон сбросов
к. Радиальные сбросы
л. Кольцевые сбросы
м. Периферийные сбросы
1’ис. 4 Связи разломов с элементами залегания пород (зоны разломов).
пересекают главные или региональные
руктуры данного района.
Группы разломов. Существуют проявле-
ния отдельных разломов, но чаще встре-
чаются группы разломов с параллельной
(рис. 4, ж) или некоторой закономерной
ориентировкой либо множества из двух или
больше обычно (но не всегда) генетически
(вязанных групп (сопряженные системы)
(рис. 4, з). Расположение разломов в груп-
пах может быть (рис. 4, и-м): радиальным,
кольцевым, периферийным, эшелонирован-
ным (кулисообразным) и ортогональным.
Серия параллельных нормальных
сбросов, пересекающих горизонтальные
или пологопадающие слои, может обра-
зовывать ступенчатые разломы, если слои
спущены вниз регулярным образом.
Грабен -долина, образованная нормаль-
ными сбросами, падающими навстречу
друг другу, при этом ограниченный разло-
мами блок опускается относительно сосед-
240
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
них. в результате создается линейное пони-
жение рельефа; в расширенном значении
этот термин относится к любому относи-
тельно опущенному блоку между двумя
нормальными разломами. Более или менее
близким термином к грабену является риф-
товая долина, но этот термин имеет до-
полнительное значение, подразумевающее
большую длину и ширину, например до-
лины Большого Африканского рифта.
Горст противоположен по смыслу грабену
и означает поднятие, ограниченное парал-
лельно простирающимися и падающими
наружу нормальными сбросами; в расши-
ренном значении этот термин применим к
любому блоку, поднятому между двумя
ограничивающими разломами. Грабен,
рифтовая долина и горст обычно ограни-
чены не единичными разломами, а зонами
ступенчатых сбросов (рис. 4, <Э).
Главные сбросы (рис. 4, е) часто сопро-
вождаются вторичными разломами мень-
шей протяженности, которые, однако, не-
редко существенно нарушают массив. Че-
шуйчатая структура состоит из множества
чешуй. ограниченных параллельными об-
ратными сбросами, лежащими над глав-
ным пологопадающим взбросом или меж-
ду двумя пологопадающими взбросами; са-
мый нижний главный разлом при этом
называют подошвой, разломом срыва (ба-
зальным разломом) или базальной плоско-
стью сказывания. Если над этой плоско-
стью одновременно происходило складко-
и разломообразование, то данный разлом
часто называют, следуя французской тер-
минологии, срывом или разломом срыва.
В системах параллельных сбросов с
близкими направлениями смещений (т.е. в
ступенчатых сбросах) может происходить
вращение блоков между разломами. Если
вращение планарных шементсв структуры
этих блоков происходило в том же направ-
лении, что и вращение вдоль ограничиваю-
щих их разломов, то разлом называется
синтетическим (рис. 4, д); в результате oi-
носительного поворота блоков уменьшает-
ся результирующее смешение вдоль от-
дельных разломов. Если же поворот бло-
ков происходит в направлении, противо-
положном н .правлению движения вдоль
разломов, то разлом называется антите-
тическим (рис. 4, е); вращение блоков в
этом случае увеличивает результирующее
смещение вдоль от тельных разломов. Ког-
да главный сброс сопровождается образо-
ванием синтетических разломов, часто вто-
ричные сбросы являются антитетическими
Окончания разломов. Разломы могут
оканчиваться при пересечении с другими
разломами, но часто они просто вырожда-
ются по простиранию или падению, пере-
ходя в складки или расщепляясь на более
слабые зоны разрушения, ответвляющиеся
от главного направления и постепенно уга-
сающие. В любом случае исчезновение раз-
лома и зоны трещиноватости связано лишь
с разной деформацией граничных блоков: в
одном случае это-сжатие, приводящее к
смятию, складкообразованию и утолще-
нию структур, в другом-растяжение, обус-
ловливающее удлинение и вытягивание
структур. Например, разломы со смеще-
нием по простиранию часто имеют замет-
ную компоненту смещения по падению,
которая изменяется вдоль простирания
Это смещение по падению может быть
просто результатом утолщения одного
блока при его сжатии и утонения другого
блока при его растяжении.
Генетическая классификация разломов.
Еще в 1901 г. Андерсон [1] одним из пер-
вых среди геологов установил, что разло-
мы являются зонами скалывания, связан-
ными с полями напряжений, которые соз-
даются в земной коре при диастрофизме и
действии различных сил. В данной точке
напряженное состояние земной коры, обус-
ловленное этими силами, описывается с
помощью эллипсоида напряжений (рис. 5),
по трем главным осям которого действуют
наибольшее, промежуточное и наименьшее
напряжения. На площадках, перпендику-
лярных этим осям, отсутствуют тангенци-
альные или скалывающие напряжения, не-
обходимые для образования разлома, но
они действуют на площадках, не перпенди-
кулярных главным осям. Из теоретическо-
го анализа следует, что существуют два
сечения эллипсоида напряжений, в которых
максимальны касательные или скалываю^
щие напряжения; плоскости этих сечений
содержат ось промежуточного нормально-
го напряжения и составляют угол 45° с
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
241
а. Нормальный сброс
Возможные плоскости
ейбига.
б. Обратный сброс
в. Сброс со смещением по простиранию
l‘n< 5. Напряжения и разломообразование.
,чью наибольшего нормального напряже-
ния. Если напряжения в породе превысят ее
ирг дел упругости, то вдоль одной или обе-
н\ in указанных областей порода теряет
1<>йчивость, что проявляется в конечном
нею в виде разрешения Лабораторные
№ с ледовательские и технические испыта-
ния показывают, однако, что большинство
однородных веществ при сжатии раскалы-
ваются вдоль плоскостей, образующих уг-
лы меньше 45° с осью наибольшего глав-
ного напряжения; для горных пород эти
углы принимают значения 25-30°. Для объ-
яснения уменьшения угла привлекается ана-
логия с блоком, находящимся на наклон-
ной плоскости и характеризуемым углом
242
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
трения при скольжении. Коэффициент внут-
реннего трения (или угол сопротивления
сдвигу) следует определять эксперимен-
тально для каждого типа пород, что по-
зволяет найти действительный угол скалы-
вания при их разрушении.
В экспериментах по деформации обыч-
но наблюдают образование двух систем
пересекающихся разломов, и в земной коре
иногда действительно находят две ориен-
тировки трещин скалывания, образующих
системы разломов с пересечениями под уг-
лами 50-60°. Правда, подобные системы
разломов, скорее, исключение, чем прави-
ло, однако в отдельных областях обычно
преобладают зоны скалывания одной ори-
ентировки. Не вполне ясно, почему разло-
мы развиваются именно вдоль одной из
двух возможных ориентаций разрыва при
скалывании. Во многих случаях предпочти-
тельная ориентировка, вероятно, обуслов-
лена такими неоднородностями, как стра-
тификация, трещиноватость, расслоенность
и т.д.
Снятие напряжений, превышающих пре-
дел упругости, происходит при смещениях
масс, ограниченных трещинами скалыва-
ния, таким образом, что массив укорачи-
вается в направлении наибольшего нор-
мального напряжения и растягивается в
направлении наименьшего главного напря-
жения. Вдоль оси промежуточного глав-
ного напряжения обычно форма тела не
изменяется, но не исключаются и изме-
нения формы.
Ориентировка и тип разлома, развиваю-
щегося в данном поле напряжений, зависят
от положения эллипсоида напряжений. Ан-
дерсон [1] предположил, что граничная
поверхность атмосфера-литосфера свобо-
дна от напряжений, и, следовательно, одна
из осей эллипсоида напряжений всюду на-
правлена вертикально, а две другие оси-
горизонтально, исключая, возможно, гор-
ные массивы. Тогда три главных типа раз-
ломов можно связать с тремя возможными
положениями главных осей напряжений.
1. В случае когда ось наибольшего глав-
ного напряжения вертикальна (рис. 5, а) и
две другие главные оси горизонтальны,
разломы образуют углы 25-30° с верти-
калью, т. е. имеют падение 60-65° и про-
стираются параллельно направлению про-
межуточного главного напряжения. По та-
ким разломам должны происходить дви-
жения, в которых напряжения снимаются в
результате удлинения и растяжения коры в
горизонтальном направлении по оси наи-
меньшего нормального напряжения и уко-
рочения или утонения коры в направлении
наибольшего нормального напряжения.
Иначе говоря, эти движения характери-
зуются нормальным смещением по паде-
нию, так что висячее крыло движется отно-
сительно лежачего и разломы будут нор-
мальными сбросами. Подобные сбросы
также называют гравитационными разлома-
ми в связи с преимущественно вертикаль-
ным действием гравитационного поля Зем-
ли. Однако в некоторых случаях проис-
хождение этих сбросов объясняется други-
ми силами. Считают, что гравитационное
разломообразование является главной при-
чиной формирования больших грабенов и
мировых рифтовых долин, таких, как Вос-
точно-Африканский рифт, Мертвое море и
Рейнский грабен, а также особого рельефа
типа провинции Бассейнов и Хребтов в
Неваде.
2. Когда по вертикали направлена ось
наименьшего главного напряжения, а две
другие оси горизонтальны (рис. 5,6), раз-
ломы образуются под углом 25-30° к оси
наибольшего главного напряжения, т.е. их
падение равно 25-30° и простирание сле-
дует параллельно направлению промежу-
точного главного напряжения. В них про-
исходят движения, снимающие напряжения
путем расширения коры вверх и горизон-
тального укорочения, т.е. в результате об-
ратного смещения, когда висячее крыло
поднимается относительно лежачего, и раз-
лом называется обратным сбросом. Такие
разломы давно называли взбросами или,
более строго, пологопадающими взбросами,
чтобы отличить их от крутопадающих
взбросов, развивающихся в другом напря-
женном состоянии. Образование надвигов
обычно сопровождается складчатостью,
причем оси складок ориентируются по на-
правлению промежуточного нормального
напряжения, т. е. параллельно простира-
нию надвигов. Переходы от складок к на-
двигам наблюдаются во многих геологи-
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
243
веских структурах: развивающаяся складка
постепенно опрокидывается в каком-либо
направлении, и затем ее опрокинутое крыло
растягивается и разрушается, образуя на-
1ВИГ.
3. Если ось промежуточного главного
напряжения вертикальна (рис. 5, в), то раз-
ломы приобретают вертикальные падения
и простираются под углами 25-30° к на-
правлению оси наибольшего главного на-
пряжения. Релаксация напряжений в этом
случае происходит в результате горизон-
ального перемещения в направлении наи-
меньшего главного напряжения и укороче-
ния в направлении наибольшего главного
напряжения, т. е. при смещениях по прости-
ранию. Андерсон [1] назвал эти разломы
поперечными, но позже принял термин
сдвиг, предложенный Кеннеди (сброс по
простиранию с вертикальной плоскостью
сместителя). Термины сдвиг и секущий раз-
тм- более или менее синонимичны. Сдви-
гообразованию может предшествовать
складко- и надвигообразование, вызванное
более ранним деформационным режимом.
В таких массивах оси складок и надвиги
рассекаются сдвигами, причем эти оси и
надвиги располагаются по направлению
промежуточной главной оси первоначаль-
ного поля напряжений, которое релаксиро-
вало за счет вертикальных, а не боковых
вижений, как в более поздних условиях
сдвига. Подобные изменения в режиме дей-
швующих напряжений свойственны горо-
образующим поясам и учитываются при
построении теории орогенеза. Прекрасны-
ми примерами сдвигообразования являют-
ся Северо-Шотландское нагорье и горы
Юра во Франции. Один из крупнейших
сдвиговых разломов-рифт или разлом
Сан-Андреас в Калифорнии.
Теория разломообразования Андерсона
11 ] основана на предположении, что ма-
сриалы, находящиеся в напряженном со-
стоянии, однородны-условие, редко вы-
полняющееся в земной коре. Неоднородно-
с!и в Земле повсеместны; слоистость, дай-
ки, древние разрывы-обычная картина лю-
тою геологического массива. Неоднород-
ности фактически любого масштаба на-
। юлько распространены, что можно лишь
у тивпяться наличию у множества разломов
простираний, падений, результирующих
смещений и структур, удовлетворяющих
теории. Большинство нормальных сбросов
имеют падения 60-65°, а разломы со сме-
щением по простиранию в основном вер-
тикальны. В целом оказывается, что боль-
шая часть массивов пород с различными
литологическими свойствами и структура-
ми реагирует на приложенные напряжения
как существенно более однородные тела,
чем можно было бы интуитивно предпо-
лагать, учитывая их литологическое и
структурное разнообразие. На развитие
разломов, очевидно, оказывают влияние
ослабленные зоны, где падает прочность, и
это подтверждается лабораторными экспе-
риментами.
Особого рассмотрения требуют некото-
рые исключительные разломы, получившие
определенное объяснение, если и не идеаль-
ное, то во всяком случае удовлетворитель-
ное с точки зрения современных знаний.
Ряд разломов, не описываемых простой
теорией, удается объяснить тем, что после
образования эти разломы снова деформи-
ровались и наклонялись, изменяя свою
ориентировку. Это-не редкие случаи: на-
пример, надвиги обычно смяты складками.
Хафнер [5], рассматривая различные
разломы, возражает против главной пред-
посылки теории Андерсона, согласно ко-
торой оси главных напряжений ориенти-
руются перпендикулярно наружной поверх-
ности коры и напряжения однородно рас-
пределены на большом протяжении коро-
вых масс. Поля напряжений, вероятно, зна-
чительно изменяются по величине и на-
правлению в любой части коры, и главные
оси напряжений располагаются не строго
горизонтально или вертикально, а следуют
траекториям напряжений. Так, с отклоне-
нием оси наибольшего главного напряже-
ния от горизонтали соответственно изме-
няется падение надвигов. Хафнер разрабо-
тал ряд моделей с различными полями
напряжений и неоднородным распределе-
нием главных напряжений. Они позволяют
удовлетворительно объяснить многие раз-
ломы с несогласными падениями, смеще-
ниями или ориентировкой, в частности
взбросы или крутопадающие обратные
сбросы.
244
РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
Из других типов разломов, требующих
особого объяснения, отметим крупный
плосколежащий надвиг типа тектоническо-
го покрова. Если учесть прочность мате-
риалов, слагающих висячий или надвину-
тый блок (шириной десятки километров),
то оказывается, что такие большие мас-
сивы не могут перемещаться на расстояния
десятки километров, так как породы не
обладают достаточной прочностью, чтобы
передавать толкающие их силы внутрь мас-
сивов, и поэтому в блоке будет возникать
множество вторичных разломов. Однако
этого как раз не наблюдается. Хабберт и
Руби [7] предположили, что перемещение
многих из этих крупных надвиговых плас-
тин на большие расстояния объясняется
буквально гидростатическим всплыванием
блоков вдоль водонасыщенной зоны или
слоя осадочных пород, вследствие чего су-
щественно облегчается скольжение или
сползание их по подстилающему массиву.
На контактирующих поверхностях разло-
мов скольжение было бы невозможно. Ано-
мально высокое поровое давление сущест-
вует во многих глубоких частях коры. Это
давление уменьшает почти до нуля эффек-
тивное нормальное напряжение на горизон-
тальной плоскости, что в свою очередь
уменьшает трение скольжения вдоль по-
верхности разлома. В результате большие
смещения требуют лишь сравнительно ма-
лых скалывающих напряжений.
Еще один обычный тип пологопадаю-
щих надвигов или тектонических покровов
возникает при скольжении блоков вниз по
легко деформируемым осадочным слоям
под действием силы тяжести, т.е. гравита-
ционной тектоники. Это множество раз-
ломов столь же хорошо вписывается в ме-
ханизм Хабберта и Руби [7].
Наконец, во многих местах было обна-
ружено, что хотя главная система сдвигов
ориентирована в соответствии с теорией в
направлении наибольшего главного напря-
жения, но вторичные разломы имеют дру-
гую ориентировку. Для объяснения их раз-
личных простираний Маккинстри предло-
жил механизм сдвигообразования второго
порядка. Его идеи наряду с другими были
включены в полную теорию тектонических
сдвигов, разработанную Муди и Хиллом
[8]. Маккинстри предположил, что макси-
мальные напряжения вторичного поля раз-
виваются в движущихся блоках. Эти вто-
ричные напряжения в свою очередь вы-
зывают новую систему разломов второго
порядка и даже определяют направления
нового складкообразования. Движения по
разломам второго порядка могут затем
привести к образованию разломов третьего
порядка, но их обычно трудно распознать,
так как ориентировка их и направление
движений аналогичны характеристикам
разломов первого порядка. Однако кора
имеет неоднородное строение, и поэтому
реальное развитие подобных упорядочен-
ных серий первичных и вторичных напря-
женных состояний и обусловленных ими
разломов, конечно, маловероятно, если во-
обще возможно.
П. Р. Икинз (Р. R. Eakins, McGill
University, Box 6070, Montreal 101,
Quebec, Canada).
ЛИТЕРАТУРА
1. Anderson E.M., 1951, Dynamics of Faulting and
Dyke Formation with Application to Britain, 2nd
ed. London: Oliver and Boyd.
2. Crowell J. C., 1959, Problems of fault nomencla-
ture, Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull. 43,
2653 2674.
3. Gill J. E„ 1935, Normal and reverse faults, Jour.
Geology 43, 1071-1079.
4. Gill J. E., 1941, Faut nomenclature, Royal Soc.
Canada Trans., (Ser. 3), 35, sec. 4, 71-85.
5. Hafner W., 1951, Stress distribution and faulting,
Geol. Soc. America Bull. 62, 373-398.
6. Hill M. L., 1959, Dual classification of faults, Am.
Assoc. Petroleum Geologists Bull. 43, 217 221.
7. Hubbert M.K. and Ruby W. W, 1959, Role of fluid
pressure in mechanics of overthrust faulting, Geol.
Soc. America Bull. 70, 115-206.
8. Moody J. D. and Hill M. J., 1956, Wrench fualt
tectonics, Geol. Soc. America Bull. 67, 1207-1246.
9. Reid H. F., 1913, Report of the Committee on the
Nomenclature of Faults, Geol. Soc. America Bull.
24, 163-186.
РАЗРУШЕНИЕ-см. РАЗЛОМЫ
И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ;
РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ;
ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
РАЗРЫВЫ см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
РАСЩЕЛИНА СКАЛИСТЫХ ГОР
245
РАСТУЩАЯ МОНОКЛИНАЛЬ-
см. МОНОКЛИНАЛЬ
РАСТЯЖЕНИЕ-см. ДЕФОРМАЦИЯ
РАСЩЕЛИНА СКАЛИСТЫХ ГОР
Расщелина (желоб, борозда) Скалистых
гор-хорошо известная пепочка взаимосвя-
занных линейных долин, тянущихся при-
близительно на 160 км вдоль западной сто-
роны Скалистых гор, от шт. Монтана до
границы Британская Колумбия - Юкон
(рис. 1). Эти долины с перепадом высот
1000-2000 м ограничены в целом крутыми
склонами и имеют хорошо выраженное
плоское дно шириной от 3 до 13 км (рис. 2
и 3), но в некоторых разрезах дно узкое и
V-образное. Дно долин характеризуется по-
логими продольными уклонами и разде-
ляется низкими, слабо выраженными водо-
разделами (рис. 4).
Рис. 1. Карта с топографическими и физикогеографическими чертами Северного и Южного желобов
< калистых гор. Видны изогнутые сегменты Южного желоба, контрастирующие с прямолинейными
cci ментами Северного Эти желоба отличаются простираниями, отделены друг от друга, и их дно
соединяется с Внутренним плато в окрестности Принс-Джордж.
Рис. 2. Геологическое положение расщелины Скалистых гор. Слева-положение относительно глав-
ных зон (точки) гранитных и метаморфических пород и приблизительная граница эвгеосинклиналь-
ных пород (пунктир). Справа - положение (точки) относительно простираний структур.
Рис. 3. Вид на северо-запад вдоль разлома Южного желоба Скалистых гор на широте 53° с. ш.
Течение реки Фрейзер направлено от наблюдателя. Широкое плоское дно располагается между
Скалистыми горами справа и горами Карибу (север Колумбии) слева. Эта часть расщелины,
вероятно, является грабеном
РАСЩЕЛИНА СКАЛИСТЫХ ГОР
247
Рис. 4. Северный желоб вблизи перевала Сифтон, водораздела между бассейнами рек Кечика и
Финли. Горы Кассиар в отдалении образуют склон желоба, и ближние склоны находятся в Скалистых
юрах. Заметно широкое дно до пины
Эту расщелину называют системой же-
юбов Скалистых гор, по-видимому, пото-
му, что она состоит из двух не связанных
между собой сегментов с резко отличаю-
тимися характеристиками и простирания-
ми. Северный сегмент (или Северный же-
ной) Скалистых гор СЖСГ (рис. 1) распо-
ложен точно по прямой линии от 54° с.ш.
до примерно 60° с. ш. вблизи равнины Ли-
лрд. Южный желоб Скалистых гор ЮЖСГ
состоит из трех изогнутых участков, откло-
няющихся к востоку; сочленения этих тут
руг с другом отмечены резкими измене-
ниями простираний, достигающими 20°.
Общее простирание желоба ЮЖСГ по
«р.пнению с СЖСГ ближе к направлению
на запад. Форма СЖСГ несколько варьиру-
ет от места к месту, но его долина имеет в
основном плоское дно и крутые склоны
(рис. 4). Части желоба ЮЖСГ имеют по-
добные формы (рис. 2 и 3), но вдоль рек
Каноэ и Колумбия (теперь озеро Мак-
нотон) форма резко изменяется на V-об-
p,i hivro.
На дне расщелины редко встречаются
обнажения коренных пород, так как они
покрыты мощными отложениями леднико-
вых и речных осадков. Корег ные породы в
обрамлении желобов имеют возраст от
протерозоя цо позднего палеозоя; а эдно из
гнейсовых тел, расположенное вдоль реки
Каноэ, можно отнести к архею. Силурий-
ские и другие коренные породы по обе
стороны долины, по-чидимому, должны
быть частью и непрерывным продолжени-
ем отложившейся на востоке миогеосинк-
линальной толщи Скалистых гор, то же
самое относится к отдельным зонам де-
вонских и более молодых пород. Средне- и
верхнепалеозойские породы на западе и
_евере долин, а местами и на востоке,
включают мощные вулканические серии и в
некоторых случаях являются частью целых
аллохтонных пластин. Лишь изредка же-
лоба. параллельны структурному ядру по-
род в окружающих горах; во многих местах
они пересекают эти структуры под значи-
тельными углами.
248
РАСЩЕЛИНА СКАЛИСТЫХ ГОР
На востоке желобов, между 52° и
58° с. ш., залегают регионально метамор-
физованные протерозойские толщи. Боль-
шинство из них относится к зеленослан-
цевым фациям, исключая среднеамфиболи-
товые фации в области кульминации мета-
морфизма к востоку от реки Финли и в
северной части озера Макнотон. В ши-
роких зонах на западе желобов породы
метаморфизованы до амфиболитовой фа-
ции, включают богатый пегматитом комп-
лекс Уолверайн на западе СЖСГ, вдоль рек
Финли и Парснип, и гранит-ставролит-био-
титсодержащие породы с силлиманитовы-
ми гнейсами метаморфического комплекса
Шусуоп на западе ЮЖСГ, между 51°30' и
53° с. ш.
Конгломераты от позднемелового (?) до
палеоценового возраста найдены в СЖСГ и
его окрестностях, между 56° и 58" с. ш., и
изолированные участки эоценовых и анде-
зитовых вулканических пород появляются
вблизи пересечений СЖСГ и выраженных
линеаментов с более западным простира-
нием. На дне ЮЖСГ, к северу и югу от
49° с.ш. [3], обнажаются миоценовые и,
возможно, более древние отложения. Кай-
нозойские осадки откладывались в разви-
вавшихся грабенах, а полуграбены, форми-
рование которых продолжалось после от-
ложения осадков, прекратили свое разви-
тие, но они ответственны за форму не-
которых участков долин, в частности юж-
ной и северной частей ЮЖСГ и северной
части СЖСГ.
Желоб СЖСГ-место смещений по
крупным поперечным разломам (рис. 1),
вероятно, позднемелового времени, но сов-
ременное строение желоба во многом или
полностью оформилось благодаря разви-
тию послеэоценовых грабенов, широкой
эрозии и связывающих частей долин в фор-
ме грабенов Желоб ЮЖСГ, по имеющим-
ся данным, не связан с какими-либо круп-
ными поперечными разломами; его южная
часть-средне- и позднекайнозойская доли-
на в форме грабена [3], а северное окон-
чание грабен неизвестного, но, возможно,
кайнозойского возраста [2]. Между его
концами находятся надвиги и крутопадаю-
щие нормальные сбросы, но не видно от-
четливой структуры грабена; здесь долина
представляется строго эрозионным образо-
ванием, широким там, где породы мягкие,
и узким там, где породы крепкие. Разломы
выразились лишь в местах, где наложились
породы с контрастным сопротивлением
эрозии; при этом не наблюдается широких,
легко эродируемых зон разломов.
Геофизические данные показывают,
что на глубине по крайней мере часть
ЮЖСГ (приблизительно к северу от ши-
роты 51°45') может быть краем кристал-
лического докембрийского щита [1], но эти
данные предварительные и природа крис-
таллических пород, возможно, затушевана
метаморфизмом и деформацией.
Происхождение желобов Скалистых гор
нельзя связать с какой-либо одной при-
чиной, но тем не менее они отмечают лока-
лизации некоторых глубинных процессов,
обусловивших линейность и непрерывность
этой структуры. Природа этих процессов в
настоящее время неизвестна. Для более
подробного ознакомления с мнениями по
этому вопросу читателю следует обратить-
ся к работе Лича [4].
Р. Б. Кемпбелл (R В. Campbell, Dept
of Energy, Mines, and Resources, Geo-
logical Survey of Canada, 100 West
Pender, Vancouver, В. C., Canada
V6B 1R8); X. Гейбриелс (H. Gabrielse,
Cordillera and Pacific Margin Subdi-
vision, Geological Survey of Canada,
100 West Pender, Vancouver, B.C.
Canada).
ЛИТЕРАТУРА
1. Barry M.J., Jacoby W.R., Niblett E.R. and Sta-
cy R.A., 1971, A review of geophysical studies in
the Canadian Cordillera, Canadian Jour. Earth
Sci. 8, 788 801.
2. Campbell R. B., Mountjoy E. W. and Young F. G„
1973, Geology of the McBride map-area, British
Columbia, Canada Geol. Survey Paper 72-35
3. Clague J J., 1974, The Samt Eugene Formation
and the Development of the southern Rocky
Mountain Trench, Canadian Jour. Earth Sci. 11,
916-938.
4. Leech G. B., 1965, The Rocky Mountain Trench,
in The World Rift System. Ottawa, Ont.: Ge-
ological Survey of Canada (Paper 66-14),
307-329.
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
249
1’ЕГМАТИЧЕСКАЯ ФРАГМЕНТАЦИЯ
см. СЕТКА ЛИНЕА'МЕНТОВ
РЕГМАТИЧЕСКИЙ -
см. СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
РЕЖИМ ДЕФОРМАЦИИ-
см. ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНЫЕ МЕТОДЫ
ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДЕФОРМАЦИЙ
РЕКРИСТАЛЛИЗАЦИЯ
см. РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
РЕОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ-
см. ТЕКТОНИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ
РЕОЛОГИЯ-см. РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Определения. Реология (наука о течении)
и <учает деформации макроскопической
сплошной среды и, следовательно, исклю-
чает из рассмотрения разрушение в обыч-
ном смысле. Деформация тела-это изме-
нение конфигурации множества составляю-
щих его элементов (точек сплошной среды).
1сли координаты всех точек тела изменя-
ются одинаково, то тело движется поступа-
1ельно или вращается, но не деформирует-
ся. В теоретическом анализе, строго говоря,
рассматриваются однородные деформации
в данной точке, и деформация тела в целом
складывается из множества подобных ло-
кальных деформаций. Обычно деформация
подразумевает изменение формы в ответ на
приложенные к телу сдвиговые напряже-
ния. Течение вещества означает любую де-
формацию (кроме разрушения), не исче-
киощую М1новенно после снятия нагрузки.
Столетний опыт полевых наблюдений в
шруктурной геологии позволил хорошо
щучить кинематику деформации горных
пород. Известно, что горные породы могут
непрерывно течь или деформироваться без
нарушения сплошности. В состоянии теку-
чее) и их считают пластичными, хотя при
шмосферных условиях большинство пород
хрупки и не способны течь. Породы об-
итают также прочностью, которая каче-
< । пенно определяется как сопротивление
течению (или разрушению); горы не могли
бы существовать длительное время, если
бы породы не имели прочности.
Измерение реологических характеристик.
Некоторые общие сведения о реологичес-
ких свойствах Земли дают геофизические
наблюдения, например данные о распро-
странении сейсмических волн и реакции
твердой Земли на приливообразующие си-
лы. Однако количественная картина напря-
жений, обусловленных тектонической ак-
тивностью, во многом не ясна. Эта пробле-
ма усиленно изучается, так как имеет боль-
шое научное и практическое значение. В
настоящее время для ее решения исполь-
зуют сейсмические наблюдения, моделиро-
вание статического равновесия, анализ ре-
гиональных геологических и геодезических
данных и лабораторные исследования [13].
Здесь мы касаемся методики лаборатор-
ных исследований, а именно измерений ди-
намики деформирования пород при конт-
ролируемых экспериментальных условиях,
моделирующих, насколько возможно, ес-
тественную обстановку. К важным физи-
ческим параметрам, влияющим на меха-
ническое состояние пород в естественных
условиях, относятся давление вышележа-
щих пород, поровое давление (а также хи-
мический состав порового флюида), темпе-
ратура и время (ср. Экспериментальные
методы определения деформаций). Указан-
ные параметры не только определяют
макроскопические связи напряжение-де-
формация-время, которые в основном мы
здесь и рассматриваем, но и характеризуют
такие процессы течения, как катаклаз,
внутрикристаллическое скольжение, ре-
кристаллизация и релаксация. Эти процес-
сы лишь кратко будут упомянуты в связи с
переходным и установившимся режимами
течения пород.
В лабораторных установках легко полу-
чают литостатические давления, сущест-
вующие на глубине около 100 км, а также
поровые давления, ожидаемые в корю. Не-
большие цилиндрические образцы пород
(диаметром 0,3-10 см) помещаются в не-
проницаемую для жидкости оболочку и
подвергаются внешнему (всестороннему)
гидростатическому давлению, а также
250
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
внутреннему (поровому) давлению и нагре-
ванию. Поддерживая постоянным эффек-
тивное всестороннее давление р (разность
внешнего и внутреннего давлений), к образ-
цу прикладывают одноосную нагрузку, соз-
дающую продольное дифференциальное
напряжение Аст. Если максимальное глав-
ное (эффективное) напряжение о, направ-
лено по оси образца, а промежуточное и
минимальное напряжения, действующие в
горизонтальной плоскости, равны о2 =
= с3 = р, то образец укорачивается (испы-
тание на сжатие). В том случае, когда
осевое напряжение равно о3 (и о, = о2 =
= р), образец удлиняется (испытание на
растяжение). В горной механике сжимаю-
щие напряжения считаются положительны-
ми.
Прочность и пластичность материалов
зависят от эффективного давления, но зна-
чительно более важными переменными яв-
ляются температура и время. В лаборато-
рии теперь легко получают высокие темпе-
ратуры вплоть до точки плавления, и роль
температуры достаточно хорошо изучена.
Фактор времени, однако, ставит более
трудную задачу, так как реальная длитель-
ность экспериментов мала по сравнению с
продолжительностью естественных процес-
сов, имеющих крайне низкие скорости де-
формации. Испытания образцов в лабора-
тории, в частности, проводятся при раз-
личных фиксированных скоростях дефор-
мации, что дает зависимость между диф-
ференциальным напряжением (Ас = —
— сг3) и продольной деформацией
Получаемые отсюда кривые напряжение-
деформация описывают процессы при за-
данных давлении, температуре и скорости
деформации (рис. 1). Ставятся также опы-
ты, в которых результирующая деформа-
ция определяется как функция времени при
различных постоянных разностях напряже-
ний (испытания на ползучесть, рис. 2).
Длительность этих испытаний, естественно,
очень мала по сравнению с геологическим
временем. Поэтому необходимо соблюдать
осторожность при экстраполяции лабора-
торных данных за пределы изученных вре-
менных интервалов. Такая экстраполяция
совсем лишена смысла, если отсутствуют
соответствующие теоретические обоснова-
ния и доказательства сходства сравнивае-
мых лабораторных и тектонических про-
цессов.
Идеализированные реологические моде
ли. В феноменологической реологии уста-
новлены три основных закона деформации
и рассматриваются их комбинации, описы-
вающие механическое поведение упрощен-
ных моделей под действием нагрузок
(рис. 3).
1. Для идеально упругого (гуковскою)
тела деформация есть линейная функция
напряжений (е = Аи/Е), где Е-модуль
упругости. При снятии нагрузки деформа-
ция мгновенно и полностью исчезает. Ме-
ханической моделью гуковского тела яв-
ляется идеальная пружина.
2. Для вязкого (ньютоновского) тела
скорость деформации-линейная функция
напряжения (ё = Аа/Зт]), где т| - вязкость.
Множитель 3 входит из-за того, что эю
уравнение связывает продольное напряже-
ние со скоростью деформации, а обычно т)
определяется как отношение сдвигового
напряжения к скорости сдвиговой деформа-
ции. Эту модель можно представить вяз-
ким демпфером без трения.
3. Пластическое тело (тело Сен-Венана)
не деформируется, пока Аст не достигает
критической величины - предела текучести,
выше которого происходит непрерывная
деформация. Приблизительной аналогией
этой модели является покоящаяся на шеро-
ховатой поверхности масса: масса остается
неподвижной, пока не преодолена сила тре-
ния.
Вязкоупругие деформации могут быть
обратимыми, как при параллельном сое-
динении пружины и демпфера (тело Кель-
вина), или необратимыми, как при после-
довательном соединении тех же элементов
(тело Максвелла). Упругопластичность
представляется последовательным соедине-
нием элемента с трением и пружины. В тезе
Бингема за пределом текучести происходи i
вязкое течение.
Перейдём к рассмотрению реальных ма-
териалов-горных пород, а затем сравним
его с идеализированными моделями. Мы
ограничимся рассмотрением' пород, кото-
рые с макроскопической точки зрения мож
но считать однородными и изотропными
Дифференциальное напряжение, q-
I’m 1 Типичные кривые напряжение-деформация для горных пород.
’ I и иичные кривые ползучести горных пород.
252
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Элемент
нелинейной.
вязкости
Элемент
Сен-Венина
(пластичность)
ес = ^-°А)|г
Элемент
Кельвина
(вязкоупругость)
? _ Ao'zi
‘в~ е/’ е
Элемент
Гука
(упругость)
е _Д£
°A~ Е<
Остаточная деформация
Обратимая деформация
Рис. 3. Упрощенная реологическая модель горных пород.
Испытания при постоянной скорости де-
формации. Из нескольких тысяч имеющихся
кривых напряжение реформация мы выб-
рали для иллюстрации серию представи-
тельных зависимостей, отражающих широ-
кую область типичного поведения материа-
лов (рис. 1). Разнообразие в свойствах не-
удивительно, если вспомнить о сложности
структур и составов пород. Одна и та же
порода, в зависимости от условий испы-
тания, может быть хрупкой (кривые А и £),
переходного типа (кривые В и F) и плас-
тичной (кривые С, D, G, Н). Параметры,
контролирующие состояние породы в экс-
периментах, описывают следующие важные
закономерности.
1. При постоянных скорости деформа-
ции и температуре увеличение эффективно-
го всестороннего давления усиливает плас-
тичность и поднимает конечную прочность
при росте предела текучести, полной де-
формации и тенденции к деформационному
упрочнению. Эти эффекты прослеживаются
при рассмотрении формы кривых А, В, С
и D.
2. При неизменном всестороннем давле-
нии рост температуры качественно экви-
валентен уменьшению скорости дефоома-
ции. Оба этих фактора способствуют боль-
шей пластичности, но снижают конечную
прочность с уменьшением предела теку-
чести и ослаблением тенденции к дефор-
мационному упрочнению. Подобные эф-
фекты видны из сравнения кривых Е, F, G и
Я.
Все три рассматриваемые переменны
взаимосвязаны и неодинаково влияют ни
свойства пород. Несколько примеров при
ведено в табл. 1. Отметим, в частности, чт«
каменная соль при нормальных условии*
пластична, а кварцит сохраняет хрупкое и
до давлений 500 МПа и температур 500 <
Видно также, что прочность слабо завини
от скорости деформации при низких тем
пературах, но резко падает при уменылс
нии скорости деформации от 10“1 д„
10“8 с-1 при 500°С.
Данные по ползучести. Меньше данных
получено по испытаниям на ползучесть, пн
общий характер эмпирической кривой по
зучести (деформация-время) хорошо усги»
новлен (рис. 2). От точки А, соответствую
щей мгновенной упругой деформации (и |
кривой деформация-напряжение это cool
ветствует линейному участку), с ростом
времени начинается область первичной (и«
реходной или неустановившейся) ползуча
ти с уменьшающейся скоростью деформд
пии до точки В (на кривой напряжение
деформация эта область примерно coot-
ветствует участку за пределом текуче^1 и I
Далее в области между точками В и d
наступает режим вторичного (установинпп*
гося) течения с постоянной скоростью, и.
наконец, третичная (ускоряющаяся) полц
честь в области между С и D заверим
t,in ища l. Прочность и пластичность пород в испытаниях с постоянной скоростью деформации и
различных давлениях и температурах [10]
11орода — Давление р, МПа Температура, °C Скорость деформации Ё,С-1 Конечная прочность До, МПа Пластичность, %
l-И шльг 500 25 10“4 1540 1
500 40 10“4 1380 2
500 500 10“4 1030 3
500 800 10“4 260 5
70 25 ю-1 780 <1
70 25 10“5 650 1
140 25 10“4 950 1
500 300 10“4 710 5
'!<> юмит 100 25 10“4 400 2
200 25 10"4 560 4
500 25 10 4 770 6
200 300 10“4 520 6
500 500 10“4 920 15
,Ьпиг 500 500 10"1 1700 —
500 500 I0’7 850 —
1 ринит 500 25 Ю“4 2080 <1
500 500 10"’ 1550 1
500 500 10“7 1100 3
И ИМ 1 ияк 40 25 10“1 380 <1
40 150 10“4 360 <1
100 25 10"1 450 5
100 150 10”1 420 >5
100 150 10“4 410 >10
500 25 10“4 740 >20
500 400 10“4 370 >20
500 800 10“4 50 >20
Мрамор 100 25 10“4 380 > 10
200 25 10“4 370 >20
200 300 10“4 360 20
500 25 10“1 370 >20
500 500 10"1 190 >20
500 25 10“4 370 >20
500 500 10“4 140 >50
500 25 10“7 340 >20
500 500 10“8 50 > 50
»и|рнит 100 150 10“4 800 <1
500 500 10“4 1050 3
I'm-' ни 100 25 10“4 1080 <1
500 500 кг1 2400 1
500 500 10“7 1000 2
1 »II. 0 25 10“4 20 7
50 25 10“4 80 >40
lit пшик 70 25 10“* 290 <1
70 25 10“4 250 2
140 25 10“* 360 1
140 150 ю1 340 2
140 25 10“4 300 1
140 150 10“4 310 5
' И apo <ит 100 25 10“4 180 2
200 25 10“4 260 3
100 300 10“4 90 5
209 300 10“4 140 10
254
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
процесс разрушением в точке D. Стацио-
нарный режим второй стадии ползучести
соответствует на кривой напряжение - де-
формация горизонтальному участку (см.,
например, кривую С на рис. 1).
В этих испытаниях установлены следую-
щие эффекты:
1. При постоянных разности напряже-
ний и температуре увеличение давления
приводит к уменьшению упругой деформа-
ции, снижению скорости неустановившейся
ползучести и исчезновению третичной пол-
зучести. Влияние давления на второй ста-
дии ползучести недостаточно изучено, но,
вероятно, оно мало.
2. При постоянном всестороннем давле-
нии и температуре увеличение разности на-
пряжений качественно эквивалентно повы-
шению температуры при неизменной раз-
ности напряжений. Оба указанных фактора
приводят к росту упругой деформации, уве-
личению скоростей в первой и второй фазах
ползучести и преобладанию установившей-
ся ползучести над переходной. Нагревание
во всей области пластичности способствует
исчезновению третичной стадии ползуче-
сти. Все перечисленные эффекты отражены
в изменениях кривых ползучести на рис. 2
(кривые I-V).
Зависимость деформации от времени
хорошо описывается уравнением
в = ех + Я lg t + ct. (1)
Член ел = Аст/Е представляет мгновенную
упругую деформацию, но в него может
входить и некоторая доля мгновенной
пластической деформации. Эта деформа-
ция мала (меньше 1%) и исчезает при
снятии напряжения. Упругий модуль Е в
области давлений 104—105 МПа изменяется
незначительно и слабо зависит от темпе-
ратуры и литологического типа пород [1].
Слагаемое Big/-деформация, накоплен-
ная в области неустановившейся ползу-
чести ев при низкой температуре для плас-
тичных материалов. Она также мала (обыч-
но меньше 1 %) и частично релаксирует при
снятии напряжений. Наклон кривой в этой
области В = 2,ЗЁ/ порядка 10“3—10—4 [26].
Слагаемое ct определяет дополнитель-
ную деформацию ес, накопленную при не-
установившемся течении. Она достигает
очень больших значений, вероятно до не-
скольких сотен процентов в таких плас-
тичных породах, как известняк, при темпе-
ратурах выше 300°С. То же самое, по-види-
мому, имеет место для многих силикатов в
присутствии Н2О (например, [8, 9]).
В последние годы вместо равенства (1)
используется физически более обоснован-
ное соотношение вида [32]
е = е0 + ет [1 — ехр(— rtj] + Est, (2)
где е0 -мгновенная упругая и пластическая
деформация, ет-результирующая дефор-
мация неустановившейся ползучести, г =
= 1/т-постоянная, характеризующая время
релаксации т, /-время, Ёа-скорость уста-
новившейся ползучести. Второе слагаемое
вначале рассматривалось на эмпирической
основе [22], но позже было выведено в
первом приближении из химической кине-
тики, и поэтому его форма в уравнении (2)
предпочтительнее, чем широко используе-
мый степенной закон неустановившейся
ползучести
е, = В" = Вост"Г exp (- Q/RT), (3)
где Во, п, m и Я- константы, ст -дифферен-
циальное напряжение, Q-энергия актива-
ции процесса (или процессов) неустановив-
шейся ползучести. Картер и Кёрби [4] ука-
зали на ряд соображений, по которым сле-
дует отдать предпочтение экспоненциаль-
ному закону ползучести по сравнению со
степенным уравнением (3), но, поскольку
большинство данных при умеренных и вы-
соких температурах описывалось с помо-
щью уравнения (3), которое удовлетвори-
тельно их представляет в широкой области
параметров состояния, здесь мы также ис-
пользуем уравнение (3) для описания таб-
личных данных и дальнейшего обсуждения.
Установившуюся ползучесть материа-
лов при температурах Т/Т„ > 0.5 (Тт-тем-
пература плавления) хорошо описывает
уравнение вида (например, [12, 15, 16, 34])
ёа = Лст"ехр(-б/ЯТ), (4)
где А - эмпирическая постоянная, Q-энер-
гия активации процесса ползучести, другие
параметры определены выше. Этим урав-
нением пользуются для описания данных
по установившейся ползучести горных по-
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
25Ь
Габлта/а 2. Прочность и пластичность пород в испытаниях с постоянной скоростью и при различных
давлениях и температурах [4]
Порода т,°с Л МПа а, МПа Ре, , (МПа)_,с_1 п т е, кДж/моль
Гранит 20-400 0 8^ 210'6 1,35 0,25 6
I ранит 711 400 64 3,9 1,7 0,49 159
Гранодиорит 830-1045 0 100 ЗЮ2 1 0,37 176
Долерит 675-1045 0 13 9-Ю3 1 0,38 222
Диабаз 920-1007 420 90 6,6 10 3 1,8 0,35 125
Габбро 505-860 420 90 2,8 1,8 0,44 Гб
Зклогит 24-400 0 164 2-10"’ 2,2 0,30 8
Дунит 585-1045 0 13-15 4-10"4 1 0,38 54
Дунит 700-1000 0 40 146
11еридотит 1045 420 90 2 0,33
Лерцолит 900 0 10 0,5 59
11еридотит 780 0 10 0,44 96
род (например, [2, 14, 31]), и для ряда
материалов параметры Q и п приведены в
1абл. 2. Дорн [5] показал, что в устано-
вившемся режиме энергия активации почти
совпадает с величиной, характеризующей
самодиффузию наименее подвижных атом-
ных частиц. Этот особенно важный резуль-
1ат означает, что диффузия вакансий, ве-
роятно, контролирует скорость ползучести
во многих материалах при высоких темпе-
ратурах. Принимая во внимание наиболее
известные факты об установившейся пол-
|учести, мы вначале обсудим их, а затем
перейдем к рассмотрению неустановившей-
ся ползучести, для которой оказываются
важными также и некоторые процессы тече-
ния установившегося режима.
Установившееся течение. Наблюдаемая
ползучесть в установившемся режиме объ-
ясняется в основном пластической дефор-
мацией, связанной с генерацией и скольже-
нием дислокаций (линейных дефектов крис-
гллической решетки). Кристаллы в агре-
атах пород деформируются неоднородно
из-за граничных условий, так что возни-
кают изгибы и изломы, как, например,
показанные для энстатита и биотита на
рис. 4, а и б. Подобные кинкбанды и вол-
нистое погасание (более мягкие изгибы),
обычно наблюдаемые в шлифах, являются
свидетельством пластической деформации
I орных пород. Однако только пластическая
реформация в основном приводит к де-
формационному упрочнению (рис. 1 и 2).
Для достижения состояния установив-
шегося (стационарного) течения должен
действовать некоторый размягчающий
процесс, уравновешивающий эффект упроч-
нения, и он (на самом деле включает не-
сколько механизмов) называется динами-
ческим последействием (возвратом). Лучше
всего изучен механизм, связанный с обра-
зованием субзерен (полигонизация), в ко-
тором винтовые участки дислокаций пре-
пятствуют скольжению, а краевые дислока-
ции переползают при диффузии атомов и
вакансий с образованием устойчивых низ-
коэнергетических полигонов. На рис. 4, в
приведена фотография, на которой видны
полигональные домены с очень незначи-
тельной кристаллической дезориентацией
внутри резко выделяющихся границ. На
поверхности большого кристалла наблю-
даются рекристаллизованные зерна с угло-
ватыми границами, и аналогичная гранич-
ная рекристаллизация зерен яснее видна на
рис. 4, г. Рекристаллизация (рост новых
кристаллов из старых вследствие их дефор-
мации)-другой важный процесс, размяг-
чающий породу и способствующий стацио-
нарному течению. Рекристаллизация, как и
механизм образования субзерен и другие
процессы возврата, требует диффузии ато-
мов’
При экстраполяции механических дан-
ных за пределы условий лабораторных ис-
d 0,5 мм
Рис. 4. Микрофотографии деформированных пород, а-кинкбанды в естественно деформированном
энстатите; б-кинкбанды в естественно деформированном биотите; ч-полигонизация и рекристал-
лизация в экспериментально деформированном оливине; г-рекристаллизация на границах зерен в
экспериментально деформированном кварците.
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
257
пытаний необходимо соблюдать осторож-
ность. ЭкстрапслЯцгя допустима лишь при
условии, что естественные деформации осу-
ществляются в результате тех же атомных
процессов, которые наблюдаются в лабо-
раторных опытах; к счастью, это условие
удовлетворяется для большинства мате-
риалов, собранных в табл. 2. Поскольку
процессы течения при установившейся пол-
»учести являются термически активируемы-
ми, повышение температуры в лаборатор-
ных экспериментах может приводить к тем
же эффектам, что и более длительная де-
формация в естественных условиях. Анализ
изостатических поднятий после удаления
водной и ледниковой нагрузок, триангуля-
ция вдоль скользящдх блоков крупных раз-
ломов типа разлома Сан-Андреас и рас-
смотрение возможных глубин, до которых
происходит раскол земной поверхности на
движущиеся плиты, дают согласованную
оценку средней скорости деформации при-
мерно 10“14 с-1. Поэтому напряжения при
установившейся ползучести и эффективные
вязкости (т) = ст/Зё зависит от напряжения
и, следовательно, является неньютонов-
ской) для различных материалов сравни-
вают как функции температуры (1/Т) при
£=10”14 с-1, используя уравнение (4) и
параметры течения веществ (табл. 2)
[2].
Для пород земной коры напряжения и
вязкости при одинаковых температурах
возрастают в следующем порядке: галит,
мрамор, сухой кварцит и доломит, что и
следовало ожидать из полевых наблюде-
ний. Напряжение и вязкость влажного
кварцита гораздо сильнее зависят от тем-
пературы, чем наблюдается для других ма-
ериалов. Будет ли он прочнее или более
вязким, чем, скажем, мрамор, критически
швисит от температуры. Аналогично все
исследованные мантийные породы имеют
гущественную температурную зависимость
вязкости и напряжения, как видно по кру-
I ым наклонам кривых на рис. 5. Для оцен-
ки изменения напряжения течения с глу-
биной внутри Зем.1и необходимо выбрать
с< ответствующую геотерму (например,
[23]) и оценить активационный объем для
ползучести (например, [27]). Отметим, что
оцениваемая величина напряжений в ман-
тии существенно зависит от выбранных
параметре в, которые изменяются весьма
широко (табл. 2, рис. 5). Поскольку такой
выбор и различные предположения очень
субъективны и в дальнейшем будут уточ-
няться, мы не останавливаемся здесь на
конкретных моделях. Однако подчеркнем,
что в настоящее время развивается новая
многообещающая методика оценки напря-
жений при установившейся ползучести, ос-
нованная на измерении плотности свобод-
ных дислокаций, размеров субзерен и на-
блюдениях рекристаллизации (например,
[281).
Неустановившаяся ползучесть. Неуста-
новившаяся (Т/Тт < 0,3) низкотемператур-
ная ползучесть в металлах и породах, свя-
занная в целом с существенной подвиж-
ностью дислокаций, описывается уравне-
нием вида (см. (1))
8Г = alg(l - vt). (5)
где а и v - константы. Однако большинство
пород земной коры при низкой темпера-
туре весьма хрупки и деформируются преи-
мущественно с образованием трещин рас-
тяжения, перерастающих в сквозную систе-
му трещин и разломов скалывания. Ин-
дицированная напряжениями химическая
коррозия на концах трещин, как полагают,
является главным процессом, приводящим
к распространению трещин (например, [19,
21]) и окончательному разрушению. В ста-
тических испытаниях на усталость время,
требуемое для разрушения кристалличе-
ских пород при низких и умеренных тем-
пературах и давлениях, приблизительно
определяется формулой [17, 20, 30]
tf = exp (Q/RT- Ku), (6)
где t0, а и К-эмпирические константы,
Р-парциальное давление Н2О на концах
трещины, о-дифференциальное напряже-
ние, б-энергия активации для процесса
(или процессов) усталости. Данные для гра-
нита в рассматриваемой области ползу-
чести [18] удовлетворяют приведенному
уравнению.
При более высоких давлениях и тем-
пературах существующие данные лучше
описываются законом неустановившейся
490
258
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Рис. 5. Напряжение (а) и эффек-
тивная вязкость (б) при устано-
вившейся ползучести в зависи-
мости от температуры при ё =
= 10“14 с-1. Данные из табл. 2
использованы для экстраполя-
ции с помощью уравнения (4).
Указанные породы встречаются
на определенных глубинах [11].
ползучести с экспоненциально уменьшаю-
щимся членом (3) или степенным законом
(4). В табл. 3 приведены подгоночные па-
раметры уравнения (4) для ряда материа-
лов в режиме неустановившейся ползучести
при умеренных и высоких температурах
(выбор уравнения (4) пояснялся выше).
Дорн [5] показал, что энергия активации
при высокотемпературной неустановив-
шейся ползучести пластичных материалов
совпадает с аналогичной характеристикой
установившейся ползучести, а, значит, ско-
рость деформации в обоих случаях конт-
ролируется одинаковыми процессами; ина-
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
259
Таблица 3. Параметры установившейся ползучести [21
Материал А, (МРа) *с * Q, хДж/моль п
Галит 3 10 5 98 5,5
Мрамор 6-10~12 259 8,3
Доломит 1 10~21 347 9,1
Кварцит (сухой) 6,7-102 268 6,5
Кварцит (влажный) 7 10* 230 2,6
Дунит (сухой) 1,8-106 418 3
Дунит (сухой) 4,3 106 527 3
Дунит (сухой) 5,1-107 464 3,3
Дунит (влажный) 1,2-10* 226 2,1
Дунит (влажный) 4,3 10® 393 3
Энстатитит (сухой) 2-102 293 2,4
Энстатитит (влажный) 2,3-10* 272 2,8
че говоря, субструктура, эволюционирую-
щая в субзерна установившейся ползучести,
определяется скоростями одних и тех же
процессов на обеих стадиях ползучести. В
хрупких материалах, подобных кристалли-
ческим породам, процессы течения, вероят-
но, являются комбинациями хрупких и
пластических процессов и называются по-
лухрупкими. В рассматриваемой области
температур действуют разные термически
активируемые процессы течения, усиливаю-
щие или затрудняющие хрупкое поведение
благодаря нескольким механизмам с дис-
локациями и точечными дефектами (напри-
мер, [3, 4]). Таким образом, процессы тече-
ния пород имеют сложную природу, и на
средних уровнях земной коры должны про-
являться неустановившаяся ползучесть и
полухрупкость, которые в настоящее время
всесторонне изучаются. На рис. 6 приведе-
ны зависимости деформации неустановив-
шейся ползучести е, от времени с пара-
метрами из табл. 3 и указанными усло-
виями экспериментов.
Реологическая модель пород. Хотя наши
шания о связях напряжение-деформация -
время все еще далеко не полны, мы можем
рассмотреть простейшую модель реальных
юрных пород (рис. 3).
Деформация обратима, если напряже-
ния не превосходят фундаментальной проч-
ности [7] пороговой величины, ограничи-
вающей сверху напряжения, которые не
вызывают за геологическое время сущест-
венной неупругой деформации, представ-
ляемой пределом текучести элемента с
трением. За время t деформация склады-
вается из мгновенной упругой части ел
пружины Е, и вязкоупругой деформации
Ев, обусловленной параллельным соедине-
нием пружины Ег и ньютоновского демп-
фера гц. При До > <зк появляется остаточ-
ная деформация ес, связанная с действием
нелинейного демпфера г]2.
Такая модель в лучшем случае лишь
приближается к свойствам реальной поро-
ды, поскольку не учитывает следующие
факты.
1. Поскольку все породы в той или иной
степени обладают пористостью, их дефор-
мация редко бывает идеально упругой,
исключая очень высокие всесторонние дав-
ления, при которых поры закрываются.
2. Предел текучести редко наблюдается
как резкий переход.
3. Неустановившаяся ползучесть телом
Кельвина моделируется неточно (см. рис. 2,
область АВ).
4. Возможно проявление деформацион-
ного упрочнения и размягчения (рис. 1,
кривые В и D), т. е. реологические свойства
зависят как от деформации, так и от ско-
рости деформации, скорости напряжения и
температуры.
Тем не менее эта модель полезна. Так,
при кратковременных напряжениях (напри-
260
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
Рис. 6. Нсустановившаяся ползучесть кристаллических пород. Данные из табл. 3 использованы для
экстраполяции с помощью уравнения (2) до времен 3,2-(102 — 108) лет [11].
мер, распространение сейсмических волн
или даже приливы) деформации в основном
являются упругими, что и следовало ожи-
дать, учитывая запаздывание в реакции вяз-
кого элемента. Если же нагрузка действует
длительное время, то породы могут течь
даже при низких напряжениях при условии,
что последние превышают фундаменталь-
ную прочность (если она существует). При
более или менее постоянном напряжении
величина остаточной деформации зависит
от эффективной вязкости т)2, которая в
свою очередь зависит в основном от тем-
пературы.
Для анализа механических свойств по-
ведение пород можно приблизительно
классифицировать по условиям их естест-
венного залегания следующим образом.
1. Породы, слагающие наружные слои
Земли, где температуры обычно низки.
РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
261
можно считать хрупкими и фактически
упругими телами, к которым применима
теория упругости, пока не наступает их
разрушение.
2. На промежуточных глубинах, где
температуры выше, но еще далеки от точки
плавления, скажем несколько сотен граду-
сов, большинство пород являются полу-
хрупкими или пластичными [15]. В неко-
торых случаях, когда важную роль играет
процесс растворения минералов под дав-
лением [6, 29], эти породы можно также
рассматривать как вязкоупругие материа-
лы с ньютоновской вязкостью г) 2 и не-
значительной фундаментальной прочно-
стью. Если это верно, то теории вязко-
упругости и гидродинамики применимы
здесь к различным проблемам, например к
складкообразованию. Однако обычно де-
формация, вероятно, контролируется дви-
жением дислокаций и т]2 зависит от на-
пряжения. Для моделирования свойств по-
добных нелинейных материалов (например,
[25]) в условиях естественной деформации
был разработан метод конечных элемен-
тов.
3. В условиях верхней мантии, где тем-
пература силикатов очень близка к точке
плавления, вязкость т]2 почти несомненно
неньютоновская. Когда напряжения дости-
гают узкой ограниченной зоны предела
ползучести, скорость деформации может
резко возрастать, и деформация здесь луч-
ше определяется как приблизительно плас-
тическая (рис. 2, кривая F)- Как указывал
Орован [24] в связи с тепловой конвекцией
в мантии, уравнения пластичности, в от-
личие от течения с ньютоновской вязко-
стью, допускают скачок скорости деформа-
ции. Последние исследования мантийной
конвекции на основе экспериментально
установленных нелинейных законов тече-
ния также показывают, что эти законы
лучше удовлетворяют геофизическим на-
блюдениям, чем модель с линейной вяз-
костью [15, 33].
Таким образом, хотя простая реологи-
ческая модель породы (рис. 3) имеет значе-
ние как исходная точка для разработки
более общих представлений, уже сейчас ее
можно усовершенствовать, включив более
। очные данные о реальных свойствах мате-
риалов, наше знание о которых быстро
улучшается
Джон Хэндин (John Handin, Center
for Tectonophysics, College of Geosci-
ences, Texas A and M University,
College Station, Texas 77843); Heeuu
Картер (Neville Carter. Dept, of Geo-
physics, Texas A and M University,
College Station, Texas 77843).
ЛИТЕРАТУРА
1. Birch F.. 1966. Elastic constants, in S. P. Clark,
Jr., ed.. Handbook of Physical Constants. Boul-
der, Colo.: Geological Society of America (Mem.
97), 97 173.
2. Carter N.L., 1976, Steady-state flow of rocks.
Rev. Geophysics 14, 301 360
3. Carter N. L.. Anderson D. A.. Hansen F. D. and
Kranz R. L.. 1981, Creep and creep rupture of
granitic rocks, in N. L. Carter, N. Friedman,
J. M. Logan and W. D. Stearns, eds.. Mechanical
Behavior of Crustal Rocks, Washington D. C.,
American Geophysical Union (Monograph 24),
61-82.
4. Carter N.L. and Kirby S. H., 1978, Transient
creep and semibrittle behavior of crystalline
rocks. Pure and Appl. Geophysics 116, 807 -839.
5. Dorn J.E., 1954, Some fundamental experiments
on high-temperature creep, Jour. Mechanics and
Physics Solids 19, 77-83.
6. Elliot D.. 1973, Diffusion-flow laws in meta-
morphic rocks, Geol. Soc. America Bull. 84,
2645-2664.
7. Griggs D.. 1939, Creep of rocks, Jour. Geology
47, 225-251.
8. Griggs D. 1967, Hydrolytic weakening of quartz
and other silicates, Geophys. Jour. 14, 19 31.
9. Griggs D.. and Blacic J.D.. 1965, Quartz: ano-
malous weakness of synthetic crystals, Science
147, 292-295.
10. Handin J., 1966, Strength and ductility, in S. P.
Clark, ed., Handbook of Physical Constants.
Boulder, Colo.: Geological Society of America
(Mem. 97), 223-289.
11. Handin J. and Carter N.. 1980. Rheological pro-
perties of rocks at high temperatures, 4th Int
Cong. Rock Mechanics, Montreux Switzerland.
3, 97 106.
12. Handin J.. Russell J. E. and Carter N.L., 1986,
Experimental deformation of rocksalt, in
В. E. Hobbs and H. C. Heard, eds., Mineral and
Rock Deformation: Laboratory Studies. Wa-
shington, D. C.: American Geophysical Union
(Monograph 36), 117-160.
13. Hanks T.C. and Raleigh C.B., 1980, Stress in the
lithosphere, Jour. Geophys. Research, 85,
• 6083 6085.
14. Heard H. C., 1976, Comparison of the flow pro-
perties of rocks at crustal conditions. Royal Soc.
London Philos. Trans. 283A, 173-186.
262
РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
15. Kirby S.H., 1985, Rock mechanics observations
pertinent to the rheology of the continental
lithosphere and the localization of strain along
shear zones. Tectonophysics, 119, 122.
16. Kirby S. H. and McCormick J. W„ 1984, Inelastic
properties of rocks and minerals: strength and
rheology, in Handbook of Physical Properties of
Rocks. Boca Raton, Florida, CRC Press, Inc., 3,
139 280.
17. Kranz R.L.. 1983, Microcracks in rocks: a re-
view, Tectonophysics 100, 449 480.
18. Kranz R.L., Harris W.J. and Carter N L. 1982,
Static fatigue of granite at 200°C, Geophys.
Research Letters 7, 14.
19. Kranz R. L. and Scholz C. 1977, Critical dilatant
volume of rocks at the onset of tertiary creep,
Jour. Geophys. Research 82, 4893 4898.
20. Martin R.J., III, 1972, Time-dependent crack
growth in quartz and its application to creep of
rocks, Jour. Geophys. Research 77, 1406-1419.
21. Martin R.J.. Ill, 1979, Pore pressure effects in
crustal processes, Rev. Geophysics 17,
1132-1137.
22. McVetty P.G., 1934, Working stresses for high-
temperature service, Meeh. Eng. 56, 149-154.
23. Mercier J.-C. C.. 1980, Single-pyroxone thermo-
barametry, Tectonophysics 70, 1-37.
24. Orowan E.. 1964, Continental drift and the origin
of mountains, Science 146, 1003-1010.
25. Parrish D. K., Krivz A.L. and Carter N. L., 1976,
Finite-clement folds of similar geometry, Tecto-
nophysics 32, 183-207.
26. Robertson E. C., 1964, Viscoelasticity of rocks, in
W. R. Judd, ed., Proc. Int. Conf. State of Stress in
the Earth’s Crust. New York: Elsevier, 181-224.
27. Ross J. V, Ave Lallemant H. G. and Carter N. L.,
1979, Activation volume for creep in the upper
mantle, Science 203, 261-263.
28. Ross J. V. Ave Lallemant H. G. and Carter N. L.,
1980, Stress dependence of recrystallized-grain
and subgrain size in olivine, Tectonophysics 70,
39 61.
29. Rutter E.H., 1983, Pressure solution in nature,
theory, and experiment, Jour. Geol. Soc. London
140, 725 740.
30. Scholz С. H.. 1972, Static fatigue of quartz. Jour.
Geophys. Research 77, 2104- 2114.
31. Tullis J., 1979, High temperature deformation of
rocks, Rev. Geophysics 17, 1137-1154.
32. Webster G.A.. Cox A.P.D. and Dorn J. E., 1969,
A relationship between transient and steady
state creep at elevated temperature, Met. Sci.
Jour. 3, 221-225.
33. Weertman J.. 1978, Creep laws for the mantle of
the Earth, Phil. Trans., Roy. Cos. London 288A,
9 26.
34. Weertman J. and Weertman J. R., 1970, Mecha-
nical properties, strongly temperature-depen-
dent, in R.W. Cahn, ed.. Physical Metallurgy,
983-1010.
РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
Механические свойства Земли определя-
ются реологией слагающих ее материалов,
т.е. характером отклика пород на прило-
женные к ним напряжения. Природу этого
отклика математически описывают так на-
зываемые реологические уравнения общие
уравнения состояния материалов (ср. Рео-
логия горных пород).
Геодинамические явления охватывают
огромный диапазон пространственных и
временных масштабов. Раньше предпола-
галось, что реологическое поведение Земли
существенно меняется в зависимости от
рассматриваемых масштабов явлений в
пространстве и во времени. Однако как раз
одним из наиболее важных результатов
современных исследований [7-9] является
то, что это предположение не соответствует
действительности. При малых напряжениях
Земля в первом приближении ведет себя как
упругое тело. Отклонения от упругости,
наблюдавшиеся до момента фактического
разрушения, нельзя описать линейными
уравнениями. По имеющимся данным, не-
упругость Земли в любом пространствен-
ном и временном масштабе в основном
характеризуется логарифмической ползу-
честью. Если сдвиговые напряжения на-
столько велики, что превышают некоторую
критическую величину (порог сдвига), то в
Земле происходят явления, эвристически
описываемые как разрыв. Таким образом,
вместо анализа свойств Земли в соответ-
ствии с масштабом того или иного явления
мы должны рассматривать различные на-
пряженные состояния и соответствующие
им области механического отклика земных
материалов.
Область упругости. При малых напря-
жениях верхние части Земли обладают
упругими свойствами. Этот факт под-
тверждается как кратковременными, так и
весьма продолжительными явлениями.
В частности, согласно статическим и
динамическим лабораторным эксперимен-
там, породы откликаются на малые на-
пряжения как упругие тела; упругие модули
широко изменяются в зависимости от типа
пород, но модуль Юнга Е и модуль сдвига
р имеют порядок 1011 —1012 дин/см2, при-
РЕОЛОГИЯ ЗЕМЛИ
263
чем для данной породы величина Е при-
близительно вдрое превышает ц. Коэффи-
циент Пуассона т в среднем близок к 0,2.
К аналогичным выводам пришел Бул-
1сн [3], анализируя зависимость времен
пробега сейсмических волн от эпицентраль-
ного расстояния. Внутри мантии упругие
модули возрастают с глубиной, и ядро
Земли, по крайней мере частично, нахо-
штся в жидком состоянии.
Все эти данные свидетельствуют об
упругости Земли при весьма короткопе-
риодных напряжениях. В области больших
периодов упругое поведение Земли в основ-
ном было найдено по наблюдениям земных
приливов. В этом временном интервале (с
характерным временем около 12 ч) упру-
юсть Земли допускает описание земных
приливов с помощью чисел Лява и Шида
[5]. Трудно получить необходимые данные
для механических процессов еще большего
периода, но вряд ли можно сомневаться в
юм, что при достаточно малых напряже-
ниях Земля будет реагировать на периоди-
ческие нагрузки как упругое тело.
Область ползучести. Если величина на-
пряжения превосходит предел упругости,
ю Земля откликается процессом ползуче-
сти. Уже давно из лабораторных испыта-
ний пород [2] при соответствующих на-
1рузках был найден закон ползучести для
кратковременных нагрузок. Большинство
пород характеризуется логарифмической
гависимостью между деформацией е и вре-
менем при постоянном напряжении о
е =—[1 + <?1п(1 + Я/)], (1)
Р
|де ц-некоторая жесткость, q и б-эмпи-
рические параметры.
Реологию реальной Земли можно широ-
ко исследовать, анализируя механизмы рас-
пространения сейсмических волн. Оказа-
лось, что сейсмические волны затухают, и
у меньшение их амплитуды характеризуется
щбротностью Q. Для затухающей гармо-
нической упругой волны добротность опре-
юляется формулой
2л ДЕ
где ДЕ-величина диссипируемой за период
энергии в данном объеме, Е-максимальная
упругая энергия.
Наиболее важный результат современ-
ных исследований упругих волн в верхней
мантии и коре состоит в том, что доброт-
ность Q не зависит от частоты, причем в
верхней мантии она примерно равна 100-
500 и возрастает с глубиной.
На основе простых макроскопических
реологических моделей параметр Q можно
найти, прибегая лишь к нелинейному рео-
логическому уравнению; можно показать,
что уравнение (1) также приводит к не-
зависимости Q от частоты [4]. Ломниц
нашел
1 л
— = о-.
Q 2
Закон логарифмической ползучести при-
веденного типа также объясняет наблюде-
ния серии афтершоков после землетрясений
[6]. Аналогично на законе логарифмиче-
ской ползучести основан анализ сдвига фаз
в приливах твердой Земли при изменении
гравитационного потенциала [5] и интер-
претация чандлеровского колебания. Этот
закон позволяет объяснить и эффекты дол-
говременной нагрузки, включая поднятие
суши после таяния ледников.
Область разрушения. Когда напряжения
превышают определенный предел, матери-
ал теряет устойчивость в процессе по типу
разрушения. Этот факт известен, в част-
ности, из наблюдений разломов и земле-
трясений. Наблюдаемые системы разломов
легко объясняются с помощью теории раз-
рушения Мора-Кулона, которую Андер-
сон [1] давно включил в свою хорошо
известную теорию разломообразования.
Проблема разрушения при землетрясении
является гораздо более сложной. Опреде-
ления плоскостей разлома по первым
вступлениям P-волн позволяют дать опи-
сание этого процесса в виде поверхностей
разрушения в очаге землетрясения. Однако
трудно представить хрупкое разрушение в
условиях, соответствующих промежуточ-
ном и глубокофокусным землетрясениям
[10]. Тем не менее феноменологически
землетрясения проявляются именно как
264
РИФТОВЫЕ долины
толчок в процессе хрупкого разрушения.
Большое значение имеют оценки долго-
временной прочности Земли. Утверждение
о том, что Земля должна обладать долго-
временной прочностью, основано на су-
ществовании гор, наличии негидростатиче-
ского экваториального выступа Земли, на-
блюдениях гравитационных аномалий.
Шейдеггер [8] в обзоре перечисленных эф-
фектов попытался оценить величину долго-
временной прочности по всем этим дан-
ным. Оказалось, что конечная прочность на
сдвиг по порядку величины находится меж-
ду 106 и 108 дин/см2.
А.Е Шейдеггер (А.Е. Scheidegger,
Institute fur Geophysik, A1040 Vienna,
Austria, Technipche Universitat Wien,
Gusshausstrasse 27 29).
ЛИТЕРАТУРА
1. Anderson E. M„ 1951, The Dynamics of Faulting
and Dyke Formation with Applications to Bri-
tain, 2nd ed. London: Oliver and Boyd.
2. Andrade E. N. da C., 1910, On the viscous flow of
metals and allied phenomena. Royal Soc. (Lon-
don) Proc. A84, 1 12.
3. Bullen K.E., 1969, Seismic and related evidence
on compressibility in the Earth, in The Appli-
cations of Modern Physics to the Earth and
Planetary Interiors. New York: Wiley-Interscien-
ce, 287-297.
4. Lomnitz C.. 1956, Creep measurements in igneo-
us rock, Jour. Geology 64, 473 479.
5. Melchior P., 1966, The Earth Tides. London:
Pergamon Press.
6. Ranalli G. and Scheidegger A.E.. 1969, Rheology
of the tectonosphere as inferred from seismic
aftershock sequences. Annali Geofisica 22(3),
293-306.
7. Scheidegger A. E.. 1970a, The rheology of the
Earth in the intermediate time range, Annali
Geofisica 21(1), 27 43.
8. Scheidegger A. E„ 1970b, The rheology of the
Earth in the long time range, Annali Geofisica
23(4), 325 346.
9. Scheidegger A.E., 1971, Rheology of the tectono-
sphere in the short time range, Annali Geofisica
24(3), 311-324.
10. Scheidegger A. E„ 1982, Principles of Geodyna-
mics, 3rd edition. Berlin/New York: Springer,
395 p.
РЕОЛОГИЯ ЛЬДА см. ГЕОДИНАМИКА
РЕТРОШАРЬЯЖ см. ШОВНАЯ ЗОНА
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
Рифт рассматривается здесь как сино-
ним мегасдвига [5] или крупного протя-
женного разлома [12]- Рифтогенез необяза-
тельно включает образование трещины,
растяжение коры или формирование грабе-
на (рифтовой долины). Термины грабен и
рифтовая долина не полностью синонимич-
ны, хотя в современной литературе разница
между ними не сохраняется.
Поскольку изучение щшамики этих струк-
тур началось с анализа их выражения в
рельефе, то первыми были обсуждены риф-
товые долины. Морфотектонический тер-
мин рифтовая до чина определяет ее как
тектоническую форму рельефа суши или
дна океана, т. е. выражение в рельефе эндо-
генных (геодинамических) процессов (рис.
1). Известны два структурных типа рифто-
вых долин: континентальная долина-пер-
вично тектонический элемент рельефа, ко-
торый может быть изменен экзогенными
процессами и представлен вытянутой впа-
диной, образованной опусканием блока
между субпараллельными нормальными
сбросами, падающими навстречу друг дру-
гу (рис. 2 и 3), и океанический тип первич-
ный тектонический элемент дна оксана в
виде протяженной депрессии, образованной
при раздвигании флангов срединно-океани-
ческого хребта вдоль его гребня, скорость
раздвигания определяется поднятием мо-
бильной магмы, формирующей дно рифто-
вой долины. Стенки рифта не являются
разломами в обычном смысле этого тер-
мина, а имеют вулканическую природу.
Размер структур каждого типа связан с
мощностью коры. В континентальных риф-
тах протекают эндогенные процессы, кото-
рые выражаются в образовании нормаль-
ных сбросов, диагональных разломов или
сдвигов на одном, а в некоторых случаях на
обоих флангах рифтовой долины. Размер
любой рифтовой долины зависит от глу-
бины проникновения разлома в хрупкую
область коры. Термин рифт включает по-
нятие плоскости (или плоскостей), по ко-
торой происходит движение.
В настоящее время под рифтовой доли-
ной в более широком смысле понимают
грабен, выраженный в рельефе, а термин
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
265
1*ис. 1. Рифтовая долина Грегори, озеро Балангида и гора Хананг
Рис. 2. Восточный уступ рифтовой долины Ньяса
рассматривается как синоним рифта. Если
йы такая трактовка была принята, то не
осталось бы альтернативы для объяснения
образования рифта каким-либо иным про-
цессом, кроме растягивающих напряжений,
। лавная ось которых горизонтальна и пер-
пендикулярна ослабленной зоне. Однако
। лавная ось может изменить ориентировку
и >а висим ости от первичного положения
। ч (абленной зоны таким образом, что нор-
мальный сброс через стадию развития диа-
гонального разрыва превратится в сдвиг.
В прошлом под рифтом понимали раз-
ломы сдвигового типа: например, разлом
Сан-Андреас и рифт Мертвого моря [30,
40, 3, 46]. В литературе нередко можно
встретить такое определение. Иногда рифт
определяется как крупный сдвиг, примерно
параллельный простиранию региональной
структуры.
266
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
Рис. 3. Рифт Мертвого моря, Вади-Араба. Восточный гранитный уступ; след разлома в аллювии.
В дополнение к номенклатурным и анали-
тическим аргументам расширенного исполь-
зования термина рифт следует упомянуть
также о равенстве статусов терминов сдвиг
и грабен, конечных членов тафрогенного
семейства.
Начало рифтогенеза либо пассивное, ли-
бо активное [52]. В первом случае происхо-
дит пассивная реакция на региональное,
обычно растягивающее поле напряжений,
когда континентальная литосфера подвер-
гается механическому растяжению и утоне-
нию. Эти напряжения могут возникать в
результате коллизии плит и изменения ха-
рактера внутриплитных напряжений вместе
с рифтогенезом. Во втором случае реали-
зуется взаимодействие между астеносферой
и литосферой с термическим утонением
последней, разогревом, поднятием и появ-
лением девиаторных горизонтальных на-
пряжений растяжения, вызывающих рифто-
генез [36] Рифтовые разломы проникают в
виде плоскостей скольжения только до по-
дошвы верхних горизонтов коры - зоны
максимальной глубины землетрясений на
материках [20, 22, 28, 48, 36, 41].
Определения. Рассмотрим термины,
имеющие отношение к обсуждаемой теме,
принимая во внимание историю их возник-
новения.
Тафрогенез. Хотя термин тафрогенез
означает «рожденный как желоб». Крен» 1
кель [29], который ввел его в 1925 г., I
недвусмысленно подразумевал действие
растягивающих сил поперек крутопадаю- i
щих разломов, ограничивающих блоки та-
ким образом, что относительные вертикаль
ные движения образуют грабены и горсты,
составляющие рифтовые зоны. Кренкель
утверждает: «Рифтовые зоны являются
разрывами земной коры. Только скалыва
юшие или растягивающие силы, даюши*.
зияющие трещины, и образуют удивитель-
ные рифты, заполненные отложившимися в
водных условиях осадками ... Рифтогене i
(как блоковое движение, тафрогенезис?)
является составной частью процесса сип- 1
хронного с ним процесса орогенеза».
Существует тенденция рассматрива i ь I
тафрогенез с относительными вертикаль
ними движениями смежных блоков по ра >
ломам безотносительно к связи этих движь
ний с полем растягивающих напряжений. (
развитием геодинамики и увеличением зиа- ’
чения растягивающих движений земной ко
ры понимание тафрогенеза Кренкелем вновь
обретает силу.
Грабен. «Иногда, однако, случается, чп» I
часть местности между двумя краевыми
разломами опускается настолько глубоко
что внешняя сторона разлома оказывается
поднятым блоком, и происходит незначн
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
267
ir'ii.iiaa компенсация (рис. 4). Эти глубоко
опущенные области мы будем называть
трогами или долинами опускания (Graben
и in Grabensen Kungen, следуя старой терми-
1Ю1О1ИИ горняков)» (Зюсс, 1885, в переводе
на английский язык Солласа, 1904). «Цент-
ра пьная часть свода обрушивается, образуя
ic опущенные долины с длинными круты-
ми параллельными стенками, которые про-
||к-ссор Зюсс назвал грабенами ... и которые
можно условно назвать рифтовыми доли-
нами» [17].
Из всего этого следует, что грабен явля-
кя элементом рельефа и что название
кино относится к депрессиям, а не к опу-
щенному блоку.
Горст. «Если внешние границы двух
vine г ков опускания сближены таким обра-
•ом, что между ними остается возвышение,
но обе стороны которого две области опус-
кания образуют более или менее выражен-
ные ступени, то мы имеем дело с горстом
ин пользуя снова обычное горняцкое сло-
ми), в этом случае с горстом первого поряд-
на (Зюсс, 1885, перевод Солласа, 1904).
Iiocc особо подчеркивал, что к горстам
опюсятся те части земной коры, которые
in тменили свой уровень после того, как
। м< жные блоки опустились. Эта точка зре-
нии была поддержана Гейки в 1903 г. В
мпчестве примера Зюсс использовал Шварц-
пи ||>д и Вогезы, но они не типичны и
симметричны. В английскую терминоло-
। ши это понятие впервые ввел Девис
ll'MiSr.), подразумевая «массив земной
пиры, ограниченный разломами и возвы-
шающийся в рельфе над окружающей мест-
iiiк two». Он рассматривал горст скорее как
«цемент рельефа, а нс структуры земной
коры.
Иг этих и других положений вытекает,
•ini lopcr является элементом как структу-
ры, гак и рельефа и что, несмотря на его
11юси1ельно приподнятое положение, под-
ии । ия в действительности может и не быть.
< >н является составной частью структуры
। рцоена и даже описывается как «рифтовая
imia вверх ногами».
Рифтовая долина. Грегори [17] был
in । пром термина рифтовая долина, кото-
piiii он использовал для описания рифто-
»••>» ио шны Кении. Возможно, что как
прототип рифтовой долины Кенийская до-
лина как раз не должна использоваться.
Этой форме ландшафта, которой Грегори
дал название, больше соответствует термин
вулкано-тектоническая депрессия. Ее про-
исхождение обусловлено тектоническими и
вулканическими процессами. Милановский
[33] в своей классификации относит ее к
сводово-вулканическому типу. Однако с тех
пор ландшафтный оттенок термина приоб-
рел несколько академический или хресто-
матийный оттенок.
Термин рифтовая долина употребляется
вместо термина грабен тогда, когда размер
структуры сопоставим с мощностью хруп-
кой части коры. Также предполагалось, что
термин рифтовая долина более предпочти-
телен в том случае, когда опущенный по
разлому блок не является когерентным,
а подвергается незначительному продоль-
ному смещению, как в Кенийской рифтовой
долине к югу от Кедонга и в Верхнерейнс-
ком грабене.
Разновидностями 1рабенов или рифто-
вых долин являются грабены с равными
смещениями краевых разломов; грабены с
асимметричными смешениями: приразлом-
ные впадины или полуграбены в случае
отсутствия одного разлома; тафрогеосин-
клинали, в которых разлом замещен мо-
ноклинальным изгибом; вулканические риф-
ты (широкие трещины или щели) океани-
ческих и внутриконтиненталъных рифтовых
систем; крупные сдвиги или трансформные
разломы, где рифтовые долины образуют
грабены ромбовидной формы или где вер-
тикальная компонента движений связана с
разломом. Все они являются результатом
действия поля растягивающих напряжений
поперек зоны, мощность которой равна
хрупкой части коры.
Небольшие грабены, не относимые к
рифтовым долинам, ввиду малых разме-
ров, образуются в случае растяжения, дейст-
вующего до ограниченной глубины.
Авлакогены. К авлакогенам относятся
«долго живущие глубоко опущенные троги,
иногда ограниченные разломами, которые
почти ортогонально протягиваются от гео-
синклиналей далеко в глубь смежных пере-
довых прогибов платформ» [18]. Впервые
термин был применен Шатским к Пачелмс-
268
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
Рис. 4. Тектонические и геоморфологические модели рифтовых долин. А открытая трещина, обра
зование ослабленной зоны при растяжении или изгибе; Б1 - образование второй открытой трещины
вследствие изгиба блока; Б2- формирование грабена (рифтовой долины) в результате образования
второго нормального сброса; К? образование разлома и нормального сброса вследствие движении
одного блока; В1 -зарождение рифта, расхождение стенок трещины, внедрение основных порол
В2-на стенках трещины образуются ступенчатые сбросы (ср рис. 6, В, Г); все элементы рельефи
имеют тектоническое происхождение; Г1 симметричный грабен (рифтовая долина), преобладаю!
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
269
кому прогибу, а позже к Донецкому бассей-
ну, 1 иману и Большому Донбассу. Сравни-
те их с современными активно развиваю-
щимися рифтами, Милановский [34] рас-
« мшривает авлакогены как структуры, близ-
кие во многих отношениях к рифтам, но
vk.i 1ывает, что они являются древними,
шпкзивными тектоническими элементами
и in гформ. Авлакогены установлены в Се-
верной Америке, Азии, Европе и Африке.
11i ясно, имели ли они выражение в рельефе,
нсобхо.шмое для отнесения их к рифтовым
о шнам.
В последние годы термин используется
в расширенном смысле применительно к
впадинам, развивающимся в начальный
>ып раскола континентов. Характерной
«piой этого процесса является поступле-
ние магмы основного состава и образова-
ние медианной дайки. Эти впадины обра-
ти i оставные элементы систем тройного
ич ic нения, в которых Берк [4] авлакогены
। носит к отмершим рифтам. Милановский
| И | уже описывал последние как сквозной
тип авлакогенов, в то время как другие,
рассекая платформу, слепо заканчиваются
в ее пределах.
Трансформные разломы. В системе океа-
нических рифтовых долин разломы типа
хребет-хребет соедин яют сегменты средин-
ной долины срединно-океанических хребтов.
Когда происходит относительное смещение,
оно носит характер сдвига. Необходимо
отметить, что знак движения зависит от
разницы в скорости или балансе поступле-
ния вулканического материала по обе сто-
роны от центральной трещины; что транс-
формные разломы продолжаются за пре-
делы рифтовой долины в виде уступов, где
отсутствуют сдвиговые перемещения; и что
подъем материала и спрединг могут про-
исходить без относительного смешения.
Трансформные разломы на континентах
обычно относятся к типу желоб-хребет и
соединяют окончания этих структур [58].
Трансформные разломы могут переходить
из континентальной коры в океаниче-
скую.
««цинические процессы; Г2-заполнение грабена осадками, накопившимися после сбросообразова-
ниа ГЗ структурный рельеф сбросовых уступов, отпрепарированных и эродирова..ных вследствие
«М1ИЧНОГО размыва осадков; /4-возобновление движений по разломам и образование сложных,
тонических и структурных. многоцикловых уступов; Д1-грабен (рифтовая долина), в котором
iniiiocTb дорифтовою осадочного покрова превышает амплитуду вертикального перемещения;
размыв покровных отложений и образование эрозионной поверхности (ср. Г2); ДЗ второй цикл
ч>>ьии. приводящий к выражению в рельефе линии тектонического уступа и образованию ресеквент-
•I1Й (структурной) рифтовой долины; Д4 эрозионные уступы перекрываются осадками (ср. ГЗ):
I1 рабен (рифтовая долина), в котором мощность дорифтового комплекса осадков меньше
•мп «и гуды вертикального перемещения; £2-первый цикл эрозии выводит на поверхность прираз-
мпый уступ (ср. ДЗ): Ж1 -рифтовая долина Руква, позднекайнозойские разломы смещают
шпоновую поверхность выравнивания, вертикальные смещения на западе на 1000 м и больше, чем
м not юке, отложения покрова опущены по разломам, осадконакопление происходит после образо-
•цши сбросов, озерная терраса возникла во время высокого стояния уровня озеоа. Ж2 Верхне-
> Пискля рифтовая долина, центральная зона: опускание по разломам докайнозойского чехла
гои псов, заполнение грабена кайнозойскими отложениями, возобновление движения по разломам;
HI образование параллельных левых сдвигов, связаных трещиной растяжения; 7/2-движение по
inHiy приводит к расширению трещины растяжения и раздвиганию стенок трещины, образуется
«мбохазм; К1- параллельные сдвиги, соединенные зоной изгибающейся трещины скалывания;
(нижение по сдвигу приводит к образованию разрыва сигмоидальной формы, имеющего
|1нф|оную природу. Цифры на рисунке означают: /-трещина; 2-плоскость разлома; 3-сбросовый
n iyn, 4 эродированный сбросовый уступ, сглаженный денудацией, расчлененный и отступивший за
«I плоскостного смыва; 5-сбросовый уступ, вторая фаза движения б-отпрепарированный
копий уступ; 7-линия сбросового уступа. «S-след линии сбросового уступа; 9-структурная
кии сбросового уступа; /0-уступ или стенка рифта; 11 -ступенчатый сброс; /2—сдвиг, плоскость
«июля вертикальная; 13 трещина растяжения; /4-ромбохазм; 15- сигмоидальный изгиб сдвига;
М i hi миндальная щель или рифт; 17- дорифтовый чехол осадков; /«S-осадки, заполняющие рифт;
/♦ по 1коровые магматические породы; b террасы, es-отпрепарированные эрозионные поверх-
И1К I И
270
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
Сдвиги с раздвиговой компонентой. Эти
сдвиги представляют собой области раско-
ла, или разрыва, с расхождением стенок
крупных разломов (рифтов). В плане они
непрямолинейны, имеют синусоидальную
форму, а некоторые другие тектонические
элементы рельефа, связанные с крупными
континентальными сдвигами, особенно те,
которые имеют вертикальную компоненту
движений, дают основание при описании
использовать термин «раздвиги».
Ромбохазмы, ромбограбены, присдвиго-
вые впадины, замкнутые прогибы. Эти тер-
мины применяются к расколам сиаличес-
кой коры, имеющим параллельные стенки.
Раскол образуется ппи рифтогенезе, когда
трещина растяжения возникает поперек
блока между двумя кулисообразными сдви-
гами, составляющими систему рифтов [46].
Трещина обычно вертикальная и, возмож-
но, диагональная относительно сдвига.
Открытая трещина расширяется по мере
движения по разлому, образуя таким путем
ромбохазм. При небольших масштабах
процесса используют определение присдви-
говый, а самые мелкие структуры называют
замкнутыми прогибами [8].
Сбросовые долины образуются при изби-
рательной эрозии зон нарушения вдоль
крупных разломов и могут быть включены
сюда, поскольку такие элементы рельефа
обнаружены в рифтовых долинах.
Тафрогеосинклинали. «Тафрогеосинкли-
налями являются заполненные осадками,
глубокопогруженные блоки рифтов, огра-
ниченные одним или двумя крутопадающи-
ми сбросами; к ним относятся геосинкли-
нали позднего триаса Атлантического по-
бережья» [26]. Для классификации важным
является вопрос о соотношении возраста
заполняющих их отложений и времени
формированиг:.
Палеорифты. Термин применяется в
общем смысле к рифтовым долинам и рас-
члененным структурам рифтовых долин,
которые не имеют выраженных в рельефе
следов движения по разломам; т. е. в дейст-
вительности они тектонически неактивны.
Их присутствие может проявиться в резуль-
тате эрозии.
Геоморфология. Континентальные риф-
товые долины. Стадия в развитии рельефа,
на которой возникают сбросовые рифтоньк
долины, является почти одинаковой дни
всех рифтовых зон в континентальных (ilui i
форменных) условиях. Континенталыи «
рифтовые долины обычно находятся в не
непленизированных или педипленизиронаи
ных районах, которые достигли стадии с i н
рости или дряхлости рельефа. Например, и
случае кайнозойской Восточно-Африканский
рифтовой долины образование сбросов на
чалось в позднем палеогене с деформации
поверхности выравнивания, начало разни
тия которой приходится на поздний мс I
Самые молодые рифтовые сбросы относя i
ся к эпизоду диастрофизма, с которо! о
начинался цикл, все еще продолжающими
и не достигший стадии зрелости. Рифтовые
долины и тектонические блоки легко ра<
познаются там, где рифтовые разломы на
ходятся в областях поднятий, слабо расч i
ненных эрозией. Однако в случае развили
разломов на флангах тектонический рельеф
не всегда легко отличить от эрозионные
уступов, образованных в процессе парад
дельного отступания склонов в течение но
вого цикла эрозии.
Океанические рифтовые системы. Гео»
морфологические процессы здесь суща'
венно отличаются от происходящих в кон»
тинентальных условиях. Экзогенные проца-
сы, преобразующие тектонический рельеф
отсутствуют в абиссальных равнинах или
на срединно-океанических хребтах. Под
водный тектонический рельеф, возникший и
результате движений океанического дна ни
глубинах, где влияние волнового воздейс!
вия отсутствует, не подвергается экзо!сн
ным воздействиям, за исключением пропс*
сов, действующих на крутых склонах, ин
под влиянием силы тяжести и придонньп
течений происходит перемещение подвод
ных вулканитов (пиллоу-лав), граувам
и хемо генных отложений. Экзогенные про
цессы, приводящие к сглаживанию тектони
ческого рельефа суши, не имеют анал и о» i
на дне океана. Длительное излияние пап
которые стремятся заполнить рифтовы
долины и выровнять поднятия фланып
сопровождается одновременным лтредин
гом и удалением избытка материала дли
жущейся лентой конвейерного механизм
тектоники плит. Стационарное (равновеси
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
271
про|ивоположно направленных эндогенных
процессов) или динамическое равновесие
i охраняет подводный рельеф более или ме-
нее неизменным. Фактически он представ-
шем собой открытую систему-ситуация,
полностью отличная от закрытой системы
«ошинентальных рифтовых долин
Концепция базисных поверхностей вы-
равнивания применима к тем континенталь-
ным рифтовым долинам, которые находят-
ш в пенепленизированных или педиплени-
•ированных областях. Уиллис [57] выяснил
ппжность и значение взаимного расположе-
ния 1 аких поверхностей выравнивания. При
in учении Восточно-Африканской рифтовой
ioлины он отнес позднепалеогеновую по-
верхность выравнивания к базисной поверх-
нпнпи. Эта концепция приводит к следую-
щим положениям:
I. Выяснение того, что нарушенная раз-
умами поверхность принадлежит к опре-
п'ленному циклу эрозии, накладывает огра-
ничения на нижний предел возраста раз-
умов Если эрозионные поверхности па
^пингах имеют одинаковый возраст, т.е.
и ш можно доказать, что поверхность древ-
не- самых молодых сбросов, то рифтовая
и тина моложе эрозионной поверхности.
Хотя, разумеется, эта ситуация иногда не-
||-оценивается.
2. Разница в высоте одной и той же
>|н> тонной поверхности на флангах риф-
luiiori долины или поверхности опущенного
блока (если он обнажен или если его уро-
вень под осадками или водами озер извес-
|«ч0 может служить достаточно строгой
оценкой вертикальных перемещений по раз-
умам. Может быть определено относи-
|с и,ное перемещение блоков на флангах
и hi опущенного блока в долине.
V Выравнивание может захватывать за-
ношенные осадками рифтовые долины,
lb к-дствие избирательной эрозии долина
мн жег быть выражена в рельефе вместе со
'Просовыми уступами или линиями на ру-
ин пни
I ели можно доказать существование
цн-нних циклов эрозии и тектогенеза, то
• i «тщится возможным проследить историю
I пиния рифтовых разломов в течение этих
ник нов Примером является Западная риф-
ччн|и система, где отпрепарированные древ-
ние рифтовые долины мелового возраста
или даже цикла Карру с останцами зрелых
поверхностей выравнивания ранних циклов
эрозии обнаружены в опущенных блоках.
Коррелятные отложения могут быть не
затронуты разломами либо переотложены
в рифтовой долине. Положение поверхнос-
тей выравнивания и залегание осадков, го-
ризонтальное или наклонное, подчеркива-
ется угловыми несогласиями, позволяющи-
ми выяснить природу движений.
Связь поднятий с рифта ми. Эта концеп-
ция ведет свое начало от модели Клооса
[6]. Предполагается, что ранее горизонталь-
ные или почти горизонтальные поверхнос-
ти фланговых блоков приобрели наклон в
направлении от плечей рифтовой долины,
имеющей склоны, вогнутые в верхней час-
ти. Согласно модели, клиновидный блок
ограничен деформированными блоками
трапециевидной формы, наклоненными в
сторону от рифта. Эта гипотетическая,
слишком упрощенная модель не подтверж-
дается данными современной геологии,
и противоречия остаются. Склон, непо-
средственно примыкающий к рифтовой до-
лине, чаще всего обращен к ней, а не от нее,
как это наблюдается в центральной Кении.
Концепция связи поднятия с рифтами не
противопоставляется идее куполо- или сво-
дообразования, предшествующего рифто-
генезу.
Различия океанических и континенталь-
ных рифтовых долин. Непрерывность.
Океанические рифтовые долины не являют-
ся непрерывными элементами, как перво-
начально предполагалось. Они разделены
на относительно короткие сегменты, напо-
минающие континентальные рифтовые до-
лины только тем, что представляют собой
линейные депрессии тектонического проис-
хождения. Океанические рифтовые долины
заполнены молодыми лавами, изливающи-
мися в пространство, возникающее при
спрединге флангов хребта. Связующими
сегментами являются трансформные раз-
ломы. Они в отличие от рифтовых долин не
выражены в рельефе дна. Их положение
определяется главным образом по сейсми-
ческим данным и магнитным аномалиям.
По анализу фокальных механизмов следует
предполагать сдвиговый характер смеще-
272
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
ний в отличие от сбросового типа подвижек
при землетрясениях в рифтовых долинах.
Если скорость поступления вулканичес-
кого материала одинакова по обе стороны
центральной трещины, то рифтовая долина
остается стационарной формой рельефа.
Если процесс асимметричен, то наблюда-
ется эффект латерального смещения в сто-
рону более низкой скорости поступления
материала. Если вдоль долины хребта ско-
рость подъема мантийного вещества и его
асимметрия меняются, то рифтовая долина
распадается на сегменты и смещается по
латерали на границах между конвективны-
ми потоками с разной скоростью, и это
находит отражение в нарушениях хрупкой
коры в виде трансформных разломов. Та-
кой рисунок рифтовых долин, разбитых на
сегменты и связанных активными транс-
формными разломами, представляет океа-
ническую рифтовую систему. Непрерыв-
ность этой системы устанавливается как по
сейсмическим, так и по батиметрическим
данным. Полагают, что она протягивается
через все океаны на Земле.
Континентальные рифтовые долины, как,
например, в Восточной Африке, не являются
непрерывными, но непрерывность носит
разный характер. Внутри зон рифтовые до-
лины могут быть смещены по латерали.
Зоны могут быть ограничены в длину и
располагаться кулисообразно. В качестве
примеров можно привести Западную риф-
товую систему и рифт Грегори в Африке,
не имеющие видимой структурной связи;
она также отсутствует между зонами Мо-
буту-Сесе-Секо Киву и Танганьика или
между Танганьикой и зоной Руква-Ньяса.
Эти континентальные рифтовые зоны не
связаны между собой и не соединены транс-
формными разломами или сдвигами (как
сегменты океанической рифтовой долины).
В целом их кулисообразное сочленение по-
лучило название перемычек (bridges)-тер-
мин, введенный Зюссом [54].
Краевые зоны. У океанических риф-
товых долин края представляют собой стен-
ки кратера и могут иметь неглубокие сбро-
совые ступеньки и поднятия вулканическо-
го материала на дне. Наоборот, континен-
тальные рифтовые долины имеют правиль-
ную форму грабена, ограниченного круто-
падающими нормальными сбросами с опу-
щенными блоками, являющимися дном риф-
товой долины. Фланги раздвигаются друг
от друга на величину, не превышающую
горизонтальную компоненту движения по
нормальным сбросам. Фланги только в
редких случаях обладают симметрией.
Вулканизм. По всей длине океани-
ческой системы вулканизм протекает без
перерывов, но в континентальных рифтах
он локализован и на большей части длины
полностью отсутствует. Вулканизм харак-
теризуется контрастным составом. Океани-
ческие вулканиты представлены низкока-
лиевыми толеитами, в то время как конти-
нентальные вулканиты сильношелочные и
обычны карбонатитовые вулканы. По хи-
мизму вулканиты океанических и континен-
тальных рифтов имеют мало общего, что
является аргументом против сравнения
Африканской рифтовой системы с океани-
ческими рифтами [15].
Распределение высот. Высота
флангов океанической рифтовой системы,
т.е. срединно-океанического хребта, опре-
деляется распределением теплового потока
в мантии и из мантии. Для континенталь-
ной рифтовой системы разогрев сопровож-
дается или связан с образованием рифто-
вых разломов на сводовом поднятии. Вос-
становление изостатического равновесия и
эпейрогеническое поднятие являются при-
чиной подъема флангов и плато в рифто-
вых зонах [28, 55].
Классификация, предложенная Мила-
новским [33, 34], основана на моделях Зем-
ли, в которых преобладают вертикальные
движения. В эту классификацию вписыва-
ется образование тафрогенных (грабено-
вых) структур, но она не применима для тех
случаев, когда одновременно происходит
растяжение и сдвигообразование. Реаль-
ность существования крупных сдвигов (ме-
гасдвигов, трансформных разломов, границ
плит), входящих в тектонику плит, требует
включения таких явлений в любую класси-
фикацию.
Рифтовая долина является элементом
рельефа и структуры; зона представляет
явно единый структурный пояс рифтовых
долин, непрерывный, но необязательно рас-
положенный вдоль одной линии, иногда
РИФТОВЫЕ долины
273
разбитый на сегменты; система включает
ряд рифтовых зон, или индивидуальных
рифтовых долин, необязательно имеющих
выраженное структурное единство. В неко-
торых случаях зоны располагаются кулисо-
образно и разделяются перемычками (кон-
тинентальные рифты) или трансформными
разломами (океанические или межконтинен-
тальные рифты), очевидно лежащими в пре-
делах протяженной тектонической зоны.
Описание регионов. Восточная Африка.
Карру. К главным рифтовым долинам
системы Карру относятся система взаимо-
связанных впадин Луангва-Луано-Замбе-
)и в Замбии и Зимбабве и впадин Рухуху-
Мбамба-Бей и Кидоди в Танзании. Они
вытянуты в северо-восточном направлении.
В низовьях реки Замбези трог Карру ориен-
тирован в целом в направлении восток-за-
пад, но на юге продолжается в виде трогов
Нижний Шире и Урема.
Отложения системы Карру (слои Луку-
га) в восточном Заире выполняют грабены
и опущены по разломам. Все грабены Кар-
ру ориентированы ортогонально к совре-
менным рифтовым долинам и даже пересе-
кают их.
Западная рифтовая система.
Имеются три главные зоны с левосторон-
ним смещением относительно друг друга.
Начиная с юга, сюда входят зоны Нья-
еаРуква, Танганьика и Киву-Эдуард-
Семлики-Мобуту-Сесе-Секо. Общее прос-
тирание меридиональное с изгибом вокруг
1ападного края Восточно-Африканского
свода. Система расположена в пределах
архейского и протерозойского орогепичес-
ких поясов и наследует их простирания.
Зона Ньяса - Руква протягивается в дли-
ну на 1100 км и меняет направление от
меридионального до северо-западного. Озе-
ро Руква ограничено эродированными сбро-
совыми уступами, разделенными на сегмен-
1ы и имеющими различную амплитуду пе-
ремещения.
Между озерами Руква и Ньяса находит-
ся сбросовая впадина, выполнеппая конти-
нентальными отложениями Карру и мело-
вой системы, разделенными угловым пссог-
1асием. Эта рифтовая долина, следователь-
но. претерпела два или три этапа развития.
Базисной поверхностью выравнивания по
обоим флангам зоны па всем ее протяже-
нии является палеогеновая денудационная
равнина. Озеро Ньяса через грабен Шире
сообщается с рекой Замбези. Озеро Руква
бессточное.
Между озерами Ньяса и Руква находит-
ся вулканическое поле Рунгве, сложенное
базальтами, трахитами и фонолитами.
Зона Танганьика на западе практически
целиком занята озером. На северном и
южном окончании озера имеются свежие
следы движений по разломам. В несколь-
ких случаях высокие сбросовые уступы на
западе имеют признаки многократных под-
вижек, но в целом прибрежная зона опуще-
на. Западный фланг, начиная с неогена,
поднят выше, чем восточный, и частично
эродирован реками, принадлежащими к
бассейну реки Конго. Озеро Танганьика
имеет две глубокие впадины с отметками
1440 и 1290 м ниже уровня озера. Осадки,
вероятно мелового возраста, обнаружены в
северном конце озера. Эта зона, следова-
тельно, по крайней мере частично, является
рифтовой долиной второй или третьей ге-
нерации. Проявления вулканизма в рифто-
вой зоне Танганьики отсутствуют.
Зона Киву-Мобуту-Сесе-Секо смещена
к западу от Танганьики и имеет с ней
выраженную структурную связь, хотя озеро
Киву соединяется с озером Танганьика,
уровень которого на 700 м ниже.
Берега озера Киву опущены по сбросам,
исключая низкий уступ на востоке. Озеро
Эдуард, долина реки Семлики и озеро Мо-
буту-Сесе-Секо являются рифтовыми впа-
динами, последовательно смещенными к
западу. Высокие уступы обычно сопровож-
даются низкими обрывами па противопо-
ложной стороне. Поднятие западного флан-
га Танганьики продолжается в эту зону, что
и привело к отклонению прежней речной
сети бассейна Конго западного направле-
ния, к бассейну Нила.
Вулканиты Вирунга подпрудили долину
реки Ручуру с образованием озера Киву.
Вулканизм развит до поля Форт-Портал
севернее Рувензори. Состав вулканитов
варьирует от базальтов до трахитов и силь-
нощелочных лав.
В целом Западная рифтовая система
изостатически уравновешена, включая даже
IF 490
274
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
приподнятые горстовые блоки. Однако за-
полненные осадками впадины озер Мобу-
ту-Сесе-Секо, Эдуард, Танганьика, Руква и
Ньяса характеризуются сильными отрица-
тельными изостатическими аномалиями, а
области флангов-положительными. Струк-
турной или тектонической связи между се-
верным окончанием Западной рифтовой
системы и рифтом Грегори не существует.
Система рифта Грегори. Эта сис-
тема протягивается от озера Рудольф к югу
через Кению в северную Танзанию, где она
разделяется на ряд тектонических блоков.
Рифтовая долина Кавирондо протягивается
в западном направлении до озера Викто-
рия, в котором проявляется в виде залива
Кавирондо. Это взаимоотношение описы-
валось как тройное сочленение, в котором
главная долина считается авлакогеном.
Краевые зоны главной рифтовой доли-
ны кулисообразно прерываются ступенча-
тыми уступами в вулканических потоках,
переслаивающихся с пирокластическими
образованиями очень большой мощности,
перекрывающими кристаллический фунда-
мент.
От озера Рудольф (Туркана) к озеру
Балангида в Танзании известно девять
озер, два из которых являются висячими.
Все озера представляют собой бессточные
бассейны.
Восточная зона с преобладанием блоко-
вой тектоники ответвляется от зоны Грего-
ри около Килиманджаро и протягивается в
юго-восточном направлении к побережью и
в южном направлении к горам Улугуру.
Эта зона продолжается в виде параллель-
ных и поперечных разломов на юго-запад к
границе с Мозамбиком.
В рифте Грегори излияния оливиновых
базальтов раннекайнозойского возраста
сопровождали предрифтовос сводообразо-
вание. На поздней стадии развития преоб-
ладают фонолиты, трахиты и кениты.
Гравитационные аномалии в рифтовой
долине Грегори выражены значительно
слабее, чем в западном сегменте. На одном
поперечном разрезе в Кении центральная
зона имеет положительную аномалию,
подтверждающую положение, что эта ветвь
является авлакогеном. Гипотеза, согласно
которой это фиксирует начало раскола
Африки, встречает серьезные возражения.
Рифтовая система Эфиопии За
поднятием Африканского рога в течение
эоцена последовал быстрый рост Аравийс
ко-Эфиопского купола, или вздутия, макси-
мальная амплитуда которого превышает
2000 м. Образование рифтовых разломов
привело к возникновению тройного соеди-
нения с тремя ветвями: Красным морем
Аденским заливом и Эфиопской рифтовой
долиной. Горст Данакиль сейчас отделен
от Эфиопии депрессией Афар, которая, ве-
роятно, подстилается корой океанического
типа. Эфиопский рифт рассматривается как
авлакоген, отмершая ветвь тройного соеди-
нения.
Эфиопская система начинается на юге в
виде трех параллельных рифтовых кулисо-
образных долин: северная половина озера
Рудольф и нижнее течение реки Омо, озеро
Стефани, пояс разломов, лежащий далее к
востоку. В северном направлении имеется
небольшой разлом у озера Чомо и единст-
венный (высотой 900 м) эродированный
восточный уступ озера Аваш. Расчленен-
ный западный край поднимается к северу.
Центральная зона нормальных сбросов и
вулканитов растущего дна рифтовой доли-
ны получила название пояса разломов
Вонджи.
У озера Аваш края рифта расходятся.
На северо-востоке развиты эрозионные
уступы основных вулканитов серии Трап, и
они образуют южную границу Афара и
Аденского залива. На западе край рифта
изогнут, разбит ступенчатыми разломами и
расчленен эрозией. Он спускается в сторо-
ны депрессии Афар, выполненной осадоч-
ными породами, эвапоритами и молодыми
лавовыми потоками, разбитыми на вытя-
нутые блоки.
Пояс Вонджи является зоной вулкани-
ческой активности и расширяющихся от-
крытых трещин и по своей структуре напо-
минает океанические рифты. К северу от
озера Абая он, возможно, является актив-
ной молодой областью спрединга.
Вулканизм пострифтовой стадии разви-
тия разломов проявляется только в риф
товой долине и в Афаре. Самые молодые
вулканиты Аденской серии по составу на-
поминают олигоценовые вулканиты серии
РИФТОВЫЕ долины
275
Грап, но они более богаты кремнеземом
или вообще относятся к трахитам.
Западная Африка. Долина Бенуэ в Ниге-
рии является рифтом, заполненным мело-
выми, главным образом морскими осадоч-
ными породами; на флангах рифта обна-
жаются породы докембрийского фундамен-
..I. Мощность осадков, возможно, дости-
। ает 5000 м Бассейн Чад является продол-
жением структуры к северо-востоку. Доли-
на Бенуэ описывается как авлакоген, один
и 1 отмерших рукавов тройного соединения,
существовавшего при разделении Африки и
Южной Америки в меловое время.
Красное море, Аденский и Суэцкий зали-
вы. На юге Красное море обрамляют приб-
режные равнины. На востоке находится
Йеменское плато высотой 4000 м, на запа-
ie-тыловые части склона Данакильского
юрста. Шельф очень мелкий, а медианная
юна имеет глубину 1500 м. Прибрежная
юна центральной части Красного моря
имеет такое же строение. Возвышенности
высотой до 1700 м ограничены уступами.
Срединный грабен 1500-2900 м расширя-
С1ся к югу.
Прямолинейная западная окраина с узкой
прибрежной равниной ограничена расчле-
ненным уступом. Глубина морского дна
быстро увеличивается. Восточный край
имеет менее правильные очертания. Глубо-
кая срединная зона продолжается с юга,
м 1ксимальная глубина 2500 м, но на севере
меньше.
Миоценовая морская трансгрессия шла
с севера, и за ней наступила стадия испаре-
ния и образования эвапоритов. Вторжение
моря в плиоцене происходило со стороны
Индийского океана.
Срединная глубоководная зона Аденс-
кою залива является продолжением рифто-
вой зоны Индийского океана. Она пересече-
ii.i и смещена по трансформным разломам
северо-восточного простирания.
Что касается истории развития, то, сог-
1сно одной точке зрения, шельф Красного
моря и Аденского залива подстилается уто-
ненной корой континентального типа, морс-
кая трансгрессия и образование эвапоритов
происходили на ранней стадии до заверше-
ния рифтогенеза. Уступы вдоль побережья в
• юм случае имели бы эрозионное, а не
тектоническое происхождение. Согласно
другим представлениям, рифтогенез про-
исходил в две стадии с образованием опу-
щенного по разломам блока, позднее прев-
ратившегося в центральный рифт, или гра-
бен. Третья точка зрения предусматривает
образование прибрежной зоны в результате
настоящего рифтогенеза в вегенеровском
духе с поступлением на поверхность подко-
рового материала и последующим спредин-
гом и возникновением центральной расще-
лины.
Красное море, Аденский залив и Глав-
ный Эфиопский рифт образуют три ветви
тройного соединения, которые делят на
три сегмента Аравийско-Эфиопский купол,
или вздутие. Предполагается, что помимо
Эфиопского рифта, являющегося авлакоге-
ном, другие ветви тройного соединения
(Красное мор? и Аденский залив) были в
свое время также авлакогенами до оконча-
тельного раскола с образованием межкон-
тинентального морского бассейна.
Суэцкий залив имеет глубину менее 60 м,
которая увеличивается к югу. Эта величина
резко отличается от глубины Красного мо-
ря, которая достигает 1000 м в месте их
соединения, и континентальная кора, ве-
роятно, продолжается под заливом, образуя
единую плиту, включающую Нубийский и
Синайско-Палестинский блоки. Фундамент
перекрыт морскими и континентальными
осадками, начиная с каменноугольного воз-
раста. Залив в виде понижения, или текто-
нической борозды, существовал до рифтоге-
неза, начавшегося не ранее олигоцена. Про-
дольные разломы разделяют блоки.
Главная фаза разломообразования нача-
лась в миоцене. Первоначально палеогено-
вая поверхность выравнивания захватывала
всю территорию залива и была нарушена
разломами. Залив характеризуется отрица-
тельной гравитационной аномалией умерен-
ной интенсивности в отличие от залива Ака-
ба, имеющего сильную отрицательную ано-
малию Буге [22, 43].
Западно-Аравийская рифтовая система
(рифт Мертвого моря). Эта система протя-
гивается от Красного моря до пояса Торос
на юге Турции. Характер структуры по про-
стиранию рифтовой системы неоднократно
меняется. Согласно одной точке зрения, на
276
РИФТОВЫЕ долины
сегодня устаревшей, эти структуры являют-
ся грабенами тафрогенного происхождения.
По современным представлениям, эта сис-
тема относится к рифтам (в том смысле, в
каком зона разломов Сан-Андреас является
рифтом), т.е, к сдвиговой структуре, и свя-
занным с ней рифтовым долинам, а не к
грабенам.
Залив Акаба обрамлен крутыми склона-
ми, а на восточной стороне находится ти-
пичная прибрежная равнина. Глубина зали-
ва 900-1800 м в отличие от Суэцкого зали-
ва, с которым его иногда ошибочно объеди-
няют. На восточном уступе Вади-Араба об-
нажаются докембрийские породы. На запа-
де вблизи вершины залива система разло-
мов образует многочисленные уступы в ме-
ловых породах и покрове неогеновых осад-
ков. Хорошо выраженный разлом с левосто-
ронним смещением проходит в виде лома-
ной линии диагонально с западной части
залива к юго-восточному углу Мертвого
моря. В северном направлении граница за-
лива выражена в виде крупного сбросового
уступа, переходящего в крутой моноклиналь-
ный обрыв. Западное ограничение выраже-
но разломом с небольшой амплитудой пе-
ремещения по вертикали.
Долина реки Иордан не является настоя-
щей рифтовой долиной или грабеном. Флан-
ги образованы типичными моноклиналь-
ными изгибами, погружающимися под оса-
дочный чехол. Разлом имеет признаки ле-
вого сдвига подобно разлому Вади-Араба.
Он проходит по западному побережью
Мертвого моря и продолжается до восточ-
ного берега Тивериадского озера и далее
является восточным флангом верховьев до-
лины реки Иордан. Разлом Яммоун диаго-
нально рассекает хребет Ливан Он в виде
уступа обращен на восток и имеет признаки
горизонтального перемещения.
Долина Бекаа является синформой или
синклиналью между хребтами Ливан и
Антиливан. Складчатая система, или пояс,
Пальмира протягивается в северо-восточ-
ном направлении за пределы хребта Анти-
ливан. Складчатость носит асимметричный
характер.
Сирийский сегмент, простирающийся в
северном направлении, начинается на се-
верном окончании хребта Ливан. Он обра-
зует восточную окраину впадины Гхарб
длиной 45 км и шириной 12 км, в которую
впадает река Оронт. Западный краевой раз-
лом впадины продолжается на север и те-
ряется на широкой аллювиальной равнине,
но, возможно, протягивается севернее и
заканчивается у пояса разломов Аманос,
который соединяется с Восточно-Анато-
лийским разломом. Все эти разломы имеют
левостороннюю сдвиговую компоненту.
Аравийская рифтовая система от Крас-
ного моря до ее соединения с разломом
Аманос представляет зону левых сдвигов.
Она рассматривается как трансформный
разлом, соединяющий зону спрединга Крас-
ного моря с погребенной зоной субдукции
Бит лис- Загрос, но это слишком упрощен-
ное представление. Она отделяет Аравийс-
кую плиту от Синайско-Палестинско-Леван-
тинской субплиты.
Вдоль рифта выделяются следующие
структурные элементы:
залив Акаба, диагональный раздвиг коры,
пересекающий под косым углом Вади-
Араба в северном направлении;
ромбохазм Мертвого моря;
зона моноклинальных изгибов долины реки
Иордан;
ромбохазм Тивериадского озера и верхнего
течения реки Иордан;
ромбохазм Яммоун;
ромбохазм Гхарб.
Что касается вулканизма, то восточнее
Вади-Араба имеются небольшие потоки
оливиновых базальтов, излившихся из под-
водящих каналов, связанных с восточно-за-
падными разломами постплиоценового воз-
раста. Вулканизм проявлялся вплоть до
плейстоцена. Лакколит оливиновых базаль-
тов в долине реки Иордан является единст-
венным известным центром излияний в
пределах рифтовой системы. Обширные по-
токи лав Деръа в Сирии, протягивающиеся
через современную рифтовую долину, пред-
ставлены оливиновыми и толеитовыми ба-
зальтами. Состав вулканитов существенно
отличается от сильношелочных лав афри-
канских рифтов.
Азия. В Байкальской рифтовой системе
главным рифтом является впадина озера
Байкал, которое расположено частично в
Забайкалье и между ним и юго-восточной
РИФТОВЫЕ ЛОЛИНЫ
277
Рис. 5. Байкальский рифт и рифтовая система. Рифтовые впадины: Л-Дархатская; В-Тункинская;
С-Байкальская; D-Баргузинская; Е Верхнеангарская; F-Муйская; Д Чарская; 7/ Баунтовская.
Элементы структуры: а-Алданский щит и образования архея; i-Сибирская платформа; с-область
дорифейской складчатости; d- область байкальской складчатости; е- область каледонской складча-
тости. Географические названия: а-озеро Байкал; Ь-Малое Море; с-озеро Котокельское; «/-река
Ангара; е-город Иркутск;/-Байкальский хребет; д- хребет Хамар-Дабан; Л-хребет Улан-Бургасы;
j Баргузинский хребет; к Икатский хребет; /-Становой хребет. Разрез А А проходит через
Байкальскую рифтовую впадину. Цифры: 1 метаморфические породы: мраморы, гнейсы, сланцы;
2 метавулканиты и метаосадки; 3-гранитоиды; 4-неогеновые и четвертичные отложения. Верти-
кальный масштаб в 4 раза больше горизонтального.
окраиной Сибирской платформы, или щита
(рис. 5). Озеро Байкал имеет длину 700 км и
ширину 60-80 км, а глубину до 1750 м,
уровень воды в озере на 452 м выше уровня
Мирового океана. Рифтовая система насле-
дует сигмоидальную зону протерозойского
складчатого пояса на юго-восточной окраи-
не Сибирской платформы [32].
Рифтовая система состоит из восьми
или девяти тектонических впадин общей
длиной 2500 км. Она протягивается в се-
веро-восточном направлении и затем в вос-
точном вдоль южной окраины Алданского
щита, возможно вплоть до Охотского мо-
ря.
Позднемезозойские и кайнозойские раз-
ломы охватывают область байкальской
складчатости, развивались они на фоне ее
поднятия, образуя систему асимметричных
рифтовых или приразломных впадин и сбро-
совых уступов, обращенных к юго-востоку.
Кайнозойские осадки и вулканиты накапли-
вались во впадинах, и в озере Байкал они
достигают большой мощности. Активный
вулканизм характерен для зон поднятий, а
не впадин, по составу преобладают базаль-
ты.
Анализ фокальных механизмов указы-
вает на растяжение поперек простирания
впадин. Крупные отрицательные гравита-
ционные аномалии над главным рифтом
свидетельствуют о наличии осадков низкой
плотности, возможно большой мощности,
до 6000 м.
Рифтовая впадина озера Байкал напо-
минает рифт озера Танганьика. Например,
оба рифта находятся в пределах складча-
тых поясов, обрамляющих материковые
платформы, и их размеры и глубина при-
мерно одинаковы. Развитие впадин не
сопровождалось вулканизмом.
Байкальская рифтовая система является
самым северо-восточным районом из четы-
рех областей растяжения, связанных с кон-
вергенцией Индийской и Евразийской плит.
Столкновение и проникновение в Азию и
под нее Индийской плиты вызвало образо-
вание восточно-западной зоны растяжения
в Тибете, выразившейся в образовании нор-
мальных сбросов и грабенов, ориентире-
278
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
ванных в направлении север-юг, нормаль-
ных сбросов и грабенов того же простирания
в провинции Юньнань и грабене Шаньси в
Китае и нормальных сбросов вблизи облас-
ти континентальной тектонической раздроб-
ленности.
Авлакогены платформенных областей
Азии являются важными элементами таф-
рогенеза на ранних стадиях их развития.
Авлакоген, примыкающий к Байкальскому
рифту, протягивается в северо-восточном
направлении вдоль края Сибирской плат-
формы.
На Русской платформе, которая в струк-
турном плане относится к Азии, имеются
Тиманский и Пачелмский прогибы на севе-
ро-востоке и Донецкий бассейн и Большой
Донбасс на юго-западе, рассматриваемые
как авлакогены. Они являются древними
структурными элементами [35].
Европа. Верхнерейнский и Хессишский
грабены являются центральными сегмен-
тами Европейской системы рифтов и риф-
товых долин, которые протягиваются от
грабена Осло и озера Мьёса в северной
Норвегии до грабена Роны на юге Франции
и до Средиземного моря (рис. 6) [60, 21,
28]. Верхнерейнская рифтовая долина нахо-
дится в пределах Рейнского массива и имеет
300 км в длину и 40 км в ширину. Суммар-
ная величина прогибания составляет около
900 м. Рифтовая долина ограничена Воге-
зами и Шварцвальдом, представляющими
плечи рифта, сложенные кристаллическими
породами, которые до начала палеогена
являлись единым массивом. Южное окон-
чание этого массива перекрыто внешней
складчатой зоной гор Юра, а на севере
расположен горст Хунсрюк-Таунус, про-
пиленный Рейном с образованием антеце-
дентной долины. Во время погружения, на-
чавшегося в середине эоцена, триасовые
и юрские отложения не были затронуты
разломами, а морское осадконакопление,
включая образование эвапоритов, сопро-
вождалось олигоценовыми раннемиоцено-
выми движениями по рифтогенным разло-
мам. Грабен является секущей структурой
относительно структурного плана герцинс-
кой складчатости. Краевые разломы круто
падают, а внутри рифта развиты антите-
тические сбросы. Вулканизм, связанный с
рифтогенезом, выразился в образовании
щелочного (карбонатитового) вулкана Кай-
зерштуль.
Хессишский грабен является продол-
жением главного рифта па расстояние в
160 км при ширине 16 км. С ним связаны
молодые потоки лав и вулкан Фогельсберг.
Нижнерейнский залив представляет слож-
ную систему шириной 32 км, входящую в
пределы щита примерно на 60 км. В Мюнс-
терском бассейне разломы перекрыты осад-
ками, но эта зона разломов является свя-
зующим звеном с грабенами Северного
моря.
Рейнский грабен характеризуется отри-
цательной аномалией силы тяжести уме-
ренной интенсивности, 30-50 мГал. Растя-
жение в Хессишском грабене незначитель-
но, но отрицательная аномалия к северо-
востоку от Мангейма имеет несколько вет-
вей. Для Нижнерейнского залива характер-
на отрицательная аномалия герцинского
простирания, протягивающаяся на юг Гол-
ландии. Трог Бельфор и долина Роны не
выражены в гравитационном поле.
Рифт Лимань длиной 130 км и шириной
42 км пересекает край Центрального масси-
ва, Франция; он заполнен морскими осад-
ками олигоценового возраста. Долина Луа-
ры приурочена к такому же грабену.
На континентальном шельфе Северного
моря при проведении нефтегазопоисковых
работ установлено присутствие важных
структурных элементов: грабенов Викинг и
Центральный. Северный сегмент меридио-
нально ориентирован и находится на поло-
вине расстояния между Шотландией и Нор-
вегией, но к югу он меняет направление на
юго-восточное в средней части Северного
моря. Развитие грабенов началось в триасе,
но наибольшее погружение имело место в
меловое время, когда накопилось 2000 м
осадков. Эти структуры скорее являются
рифтами, чем рифтовыми долинами, по-
скольку никогда не были приподнятыми
массивами суши или подводными рифто-
выми долинами.
Развитие грабенов Викинг и Централь-
ный и других рифтовых структур шельфо-
вой зоны Северного моря, где осадконакоп-
ление, вероятно, шло одновременно с риф-
тогенезом, было связано с началом раскры-
РИФТОВЫЕ долины
279
Рис. 6. Рифтовые впадины и зоны Западной Европы. ЛС-Северный трог Северного моря; ЛВ-бас-
сейн Викинг; ВС-грабен Викинг; СВ-Центральный грабен (трог Экофиск); DE-Датский грабен
Северного моря (Северо-Нидерландский трог); FG Нижнерейнский залив (грабен); HJ -Хессишский
|рабен; JK Верхнерейнский грабен; КС-трог Бельфор; М трог (грабен) Саон; NO -грабен реки
Роны; В -грабен Лимань; Q- грабен реки Луары; В-грабен Осло; ST-грабен Хорн; U -трог
Глюккштадт; ИЕ-Срединная долина Шотландии; ХУ-разлом Грейт-Глен. Географические названия:
и Северное море; В-Скагеррак; с-Балтийское море; d- пролив Ла-Манш; е-Средиземное море;
( Фенноскандия; g Рейнский массив; Л-Вогезы; /-Шварцвальд; к-Центральный массив; /-горы
Юра; т Альпы. Разрезы: Л-Л-грабен Викинг, В-В-Центральный грабен (трог Экофиск).
Осадочные породы на разрезах А-А и В-В; 7-синтектонические; пермь-юра; 2- позднетектони-
ческие, мел; 3 —посттектонические, кайнозой. С-С-Верхнерейнский грабен, С’-С'-то же, вертикаль-
ный масштаб в два раза больше горизонтального. Осадочные породы на разрезах С-С и С-С:
I породы чехла ненарушенные, возникшие до сбросообразования, триас и древнее; 2-осадки,
выполняющие грабен, возникшие после образования сбросов, кайнозойские. D-D (верхний)-Вогезы,
долина Рейна и Шварцвальд, гора Роти-Флюе; (нижний)-поднятие и обрушение свода обусловлено
образованием равнины Рейна.
280
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
тия Северной Атлантики в течение юры и
мела.
Более древние допермские рифты (па-
леорифты) включают грабен Осло, просле-
живающийся в пределах кристаллических
пород Фенноскандинавского щита с кале-
донидами; грабен Хорн, лежащий в облас-
ти каледонской складчатости, и Срединный
грабен Шотландии.
Современный облик Срединной долины
Шотландии на Британских островах обязан
избирательной эрозии недеформированных
осадочных образований. Вероятно, она не
является типичной рифтовой долиной. Ско-
рее наоборот, разлом Грейт-Глен в Шот-
ландии относится к крупному поперечному
или трансформному разлому, и, следова-
тельно, Срединная долина Шотландии за-
нимает в классификации рифтов то же мес-
то, что и рифты Мертвого моря. Альпийс-
кая зона (в Новой Зеландии-Лдн.и. иерее.)
и система Сан-Андреас. Ее внешний облик
связан частично с процессом эрозии зоны
нарушения и частично отражает структуру
предполагаемого сдвига. Амплитуда пере-
мещения составляла более 100 км. Сущест-
вует широкая зона, где породы подверга-
лись дроблению, смятию и милонитизации.
Избирательная эрозия, включая леднико-
вую обработку, сформировала современный
рифтоподобпый облик долины. Имеются
разные мнения о направлении горизонталь-
ного перемещения, но обычно принимается
идея левого сдвига.
Северная Америка. Палеорифтовая сис-
тема Северной Америки развивалась в ме-
зозое. Поле растягивающих напряжений
было связано с ранним раскрытием Север-
ной Атлантики. Раскол континента привел
к интенсивной магматической деятельнос-
ти. Эта система включает триасовые таф-
рогеосинклинали, как впервые отметил Кей
[26], лежащие вдоль Атлантического побе-
режья, куда с севера на юг входят впадины
Фанди, Коннектикут, Ньюарк, Геттисберг,
Калпепер и Дарем-Дип-Ривер. Все они
выполнены йркозовыми песчаниками и слан-
цами, покровами базальтов и силлами.
Следующими являются палеорифты Свято-
го Лаврентия, которые расположены в за-
падной части бассейна Святого Лаврентия;
с запада на восток к ним относятся струк-
туры Тимискаминг, Ниписсинг, Оттава,
Шамплейн и Сагеней. Далее на восток из-
вестны менее четкие или достоверные струк-
туры нижней части бассейна Святого Лав-
рентия. Они являются структурами докем-
брийского этапа развития.
На западе Северной Америки сущест-
вуют зоны и области позднекайнозойского
растяжения, лежащие в пределах горной
цепи или относящиеся к ней [53]. Сравни-
тельно молодая и активная структура Рио-
Гранде ориентирована меридионально вдоль
восточной части Скалистых гор [49]. Она
представлена прерывистой цепью грабенов,
расширяющейся к югу, и протягивается от
границы с Мексикой через штаты Нью-
Мексико и Колорадо. С разломами связана
вулканическая активность.
Эта рифтовая зона прослеживается к
северо-западу через систему грабенов (Са-
ратога, Континентал, Гранд, Свен, Берч-
Крик-Л еми и Биттеррут) до соединения с
расщелиной Скалистых гор. Это не желоб в
том смысле, каком он используется в морс-
кой геологии, а система грабенов и эро-
зионных (ледниковых) долин. Вероятно,
она отражает глубинную зону разлома,
связанную с разрывами на Аляске. К запа-
ду от южного окончания желоба находится
грабен Репабликан, размеры которого со-
поставимы с настоящим рифтами.
Провинция Бассейнов и Хребтов в шта-
тах Юта, Невада и Калифорния описыва-
ется как меридиональная система блоков в
виде вытянутых горстов и грабенов, сим-
метричных или асимметричных. Одно из
объяснений их происхождения состоит в
том, что плоскости разломов выполажи-
ваются с глубиной (листрические разломы)
и в этом случае долины, являясь грабенами,
могут не быть настоящими рифтами. Дру-
гое объяснение: разломы, ограничивающие
грабены, продолжаются до границы хруп-
кого разрушения в коре, и в этом случае
грабены являются настоящими рифтами.
Пример-грабен Уосатч с вертикальным
перемещением в 3000 м.
На границе с Кордильерским поясом
находится крупная система правосторон-
них сдвигов, или трансформных разломов,
известная как рифт Сан-Андреас. Она не
является рифтом в узком смысле этого
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
281
слова, несмотря на то что имеются отдель-
ные сегменты, до внешнему облику напо-
минающие рифтовые долины. В некоторых
случаях это результат небольших верти-
кальных перемещений по разлому. Отсту-
пание склонов в результате эрозии про-
исходило в перерыве между горизонталь-
ными подвижками. Разлом Сан-Андреас
делится на две части в месте соединения
с разломом Гарлок. Амплитуда горизон-
тального перемещения для этих частей раз-
ная [8]. Это изменение приходится на зону
крупного изгиба и разветвления на разлом
Гарлок и другие. Такие изгибы обнаружены
в других крупных сдвигах и могут быть
следствием изменения в строении коры.
На континентальном шельфе южной
Калифорнии с глубинами от 390 до 1500 м
известно 11 вытянутых грабеноподобных
впадин, каждая из которых имеет 15-40 км
в ширину и 65-80 км в длину с очень
высокими крутыми уступами без следов
размыва (рис. 7). Их ориентировка парал-
лельна простиранию структур суши. Эта
система впадин является погрузившейся
частью провинции Бассейнов и Хребтов.
Сбросовые уступы формировались в под-
водных условиях.
Почти все авлакогены Северной Аме-
рики являются внутриконтинентальными.
Возраст их от позднедокембрийского до
нозднепалеозойского. Они тяготеют к цент-
ральной части континента, где преобладает
северо-восточное направление авлакогена
Кивино. Древнейшие авлакогены находятся
на Канадском щите, из них наиболее извсс-
ген авлакоген Атапуску. К востоку от Кор-
шльерского орогенического пояса известно
по крайней мере шесть авлакогенов восточ-
но-западного простирания. Другие авлако-
1ены располагаются вдоль зоны, примы-
кающей к восточному побережью.
Южная Америка. Рифтовые долины об-
наружены на Гвианском щите, в централь-
ной и прибрежной зоне Бразилии и на
массиве Пампа в Аргентине [25, 27, 59]. В
Бразилии известны рифт Сан-Франсиску и
|рабен Параиба. Первый ориентирован
г\бмеридионально и местами ограничен
впечатляющими сбросовыми уступами. Раз-
мер । рабена Параиба меньше, и он протяги-
пае1ся в северо-восточном направлении па-
раллельно побережью. На Гвианском щите
существует заполненный осадками грабен,
вытянутый в восточно-северо-восточном
направлении при длине 160 км и ширине 50
км.
К другим структурам относятся грабен
Ипакараи в Парагвае северо-восточного
простирания длиной 65 км и зона разломов
Чикитос (возможно, грабен) северо-запад-
ного направления в Боливии. Структура
Пампасского горного массива характери-
зуется развитием структур типа бассейна и
хребтов с наклонными блоками, вытянуты-
ми с севера на юг.
На Атлантическом шельфе Аргентины
и подводном плато Мальвинас развиты
погрузившиеся грабены, из которых наи-
более примечательным являются Саладо,
Колорадо и Сан-Хорхе. Бассейны бразиль-
ской окраины Реконкаро и Эспириту-Санту
представляют асимметричные грабены.
На большей части Анд от разлома Ока с
простиранием восток-запад в Венесуэле и
Колумбии до залива Пеньяс в Чили извест-
на система прерывистых внутриандийских
грабенообразных структур, расположенных
вдоль центральной зоны между Кордилье-
рами. Они связаны с растяжением или раз-
рывом коры (тафрогенезом), происходив-
шим преимущественно в восточно-западном
направлении. Идея о том. что краевые раз-
ломы там, где они могут быть выделены,
имеют глубокое заложение, подкрепляю-
щая их рифтовое происхождение, подчер-
кивается обычной связью с вулканической
активностью.
Северный сегмент Анд, включающий
Венесуэлу, Колумбию, Эквадор и северную
часть Перу, ориентирован примерно по
азимуту СВ 10°. В Колумбии существует
грабен Магдалена с неясными краевыми
зонами и грабен Каука, отделенный от
Центральных Кордильер. Обе эти впадины
вмещают осадки огромной мощности.
Грабен Кито-Куэнка в Эквадоре явля-
ется южным продолжением грабена Каука.
Он находится между Сьеррой и Кордилье-
рой-Реаль, и дно его относится к Альтипла-
но (название, используемое обычно для вы-
сокогорных поверхностей выравнивания).
На западной прибрежной равнине располо-
жен бассейн Гуаяс, грабеновая структура,
282
РИФТОВЫЕ долины
Рис. 7. Океанические и межконтинентальные рифтовые системы (вертикальный масштаб в 4 раза
больше горизонтального). I-Срединно- Атлантический хребет, экваториальные широты: а-гребень
хребта, центральная рифтовая долина; i-зоны разломов и трансформные разломы хребет-хребет,
акгивные и неактивные (последние выражены уступами). А -симметричный спрединг в зоне гребня;
В спрединг с асимметричным ростом зон гребня и разделение хребта на сегменты с образованием
трансформных разломов [55]. II - рифт Ардоукоба, западное продолжение залива Таджура, оконча-
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
283
пыполненная кайнозойскими осадками и,
очевидно, не связанная с внутриандийским
желобом.
Горная цепь Анд резко обрывается при-
мерно на 4° ю. ш. К югу, в северном Перу,
Лиды вытянуты по азимуту ЮВ 160° и
|дссь, хотя и существует продольная сис-
юма разломов в докембрийском фундамен-
ie. отразившаяся в вышележащих вулканн-
ых, имеются только неясно очерченные
цмбены, выполненные кайнозойскими от-
чожениями. Центральная долина к ним не
<» I носится.
Трог Титикака в южном Перу и северо-
носточной Боливии представляет узкий
бассейн, содержащий меловые и кайнозойс-
кие породы. Очень молодые взбросы и
<чросы нарушают плиоценовую поверх-
ность выравнивания Пара, и с ними связано
образование трога, в котором находится
озеро Титикака. Трог расширяется и погру-
жается в грабенообразное понижение Алъ-
i пилило, частично заполненное континен-
11 чьными отложениями, поступавшими с
К ордильера-Орьенталь, Кордильера-Реаль
и Кордильера-Оксиденталь. Поверхность
\ 1ьтиплано нарушена разломами.
На северо-западе Чили, начиная от го-
сударственной границы на севере и по диа-
I опали к 27° ю. ш., протягивается тектони-
ческая впадина-степь Тамаругаль, частич-
но заполненная соленосными отложения-
ми
Продольная долина в Чили протягива-
лся на 1100 км севернее Сантьяго (33е
ю ш.) к заливу Пеньяс (47° ю. ш.). Эта
। рибенообразпая впадина, границы которой
проходят по нерезко выраженным единич-
ным нормальным сбросам, является опус-
тынимся блоком между Прибрежными и
Нысокими Кордильерами. Наиболее ясное
|ш1витие она получила между 36° и 39°
io hi. и затем снова южнее 40° ю. ш. и,
несомненно, является результатом растя-
• । ния коры.
В северной части Чили параллельно по-
бережью проходит правосторонний сдвиг
Атакама длиной более 1000 км. Наиболее
молодые перемещения по этому разлому
преимущественно вертикальные.
На западе Южной Америки авлакогены
вряд ли существуют, но вдоль восточной
окраины в Аргентине и Бразилии известны
авлакогены, в частности Сьеррас в провин-
ции Буэнос-Айрес, связанные с раскрытием
Северной Атлантики.
Австралия. В целом Австралия остава-
лась существенно стабильной территорией
в течение фанерозоя, и нет данных о сущест-
вовании внутриплатформенных и окраин-
ных рифтов [35, 44, 51]. Четыре грабенооб-
разных рифтовых долины кайнозойского
возраста имеются в Тасмании с общим
северо-западным простиранием. В централь-
ной Тасмании находится Срединный грабен,
который на севере разветвляется на грабены
Теймар и Кресси, доходящие до побережья.
Также известны грабены Маккуори-Харбор
и Деруэнт.
В южном Квинсленде расположен гра-
бен Верхний Брисбен или рифт Эск, древ-
ний дотриасовый рифт, заполненный конти-
нентальными отложениями и вулканитами.
Он протягивается в северо-западном на-
правлении на расстояние 100 км и имеет
ширину 16 км.
Другие рифтовые структуры описаны
как авлакогены, но этот термин в строгом
смысле не может быть применен к ним.
Молодые внутренние бассейны расположе-
ны на северо-востоке, и несмотря на вытя-
нутую форму, как в случае бассейна Драм-
монд, их происхождение скорее связано со
складчатостью, чем с разломообразова-
нием. Более древние внутренние бассейны
центральной Австралии включают Оффи-
сер, Амадиус и Италия, все они ориентиро-
ваны в направлении восток-запад.
В некоторых работах они описаны как
внутренние, или слепо заканчивающиеся
пи Аденского залива. Сравните разрез с-с с разрезом С-С того же масштаба [38]. Ш-Калифор-
ниНекий залив, межконтинентальный рифт. Сдвиговая компонента движений по трансформному
рй i юму преобладает и разрушает зону гребня, приводя к образованию раздвига: е- Калифорнийский
ж »ив; /-полуостров Калифорния; д-Тихий океан; h-Мексика [23]. FV-рост зоны гребня Разрез
I С показывает сглаженный рельеф зоны гребня хребтов Атлантического и Тихого океанов,
имеющих центральный грабен (ср. рис. 4,В2).
284
РИФТОВЫЕ долины
авлакогены, но их размеры и связь скорее
со складчатостью, чем с разрывной текто-
никой больше соответствуют понятию ли-
нейных внутриплатформенных бассейнов.
На западе расположены удлиненные бас-
сейны, или авлакогены, к которым относят-
ся грабены Петрел и Фицрой, возникшие в
результате растяжения коры во время рас-
кола Гондваны. Западная геосинклиналь,
ограничивающая платформу, блок Йилгарн,
рассматривается как авлакоген (рифт), об-
разовавшийся при разделении Индии и Ти-
бета в позднем мелу.
В Южной Австралии существует систе-
ма блоков и грабенов, куда входят залив
Спенсер, полуостров Йорк, залив Сент-
Винсент и хребет Маунт-Лофти; она про-
должается на север-это озеро Торренс
и горная цепь Флиндерс, а также геосин-
клиналь Аделаида. Система разломов за-
ложилась в докембрии или палеозое, но
разломы были активными в позднем кай-
нозое вплоть до настоящего времени.
Новая Зеландия. Альпийский разлом
имеет ту же природу, что и разломы Сан-
Андреас и Грейт-Глен [31]. Амплитуда го-
ризонтального перемещения того же по-
рядка. Все эти разломы секут частично и
континентальную, и океаническую кору. На
острове Южный Новой Зеландии Альпийс-
кий разлом сейчас хорошо изучен, но су-
ществуют разногласия относительно его
продолжения через остров Северный. Воз-
можно, он проходит через Центральную
вулканическую область или огибает ее.
Грабен Хаураки на острове Северный
имеет длину 220 км и ширину 20-30 км. Его
погружение связано с позднекайнозойским
андезитовым вулканизмом. На острове
Южный в центральном Отаго находится
классический район блоковой тектоники
типа провинции Бассейнов и Хребтов на
Западе США.
Океанические рифты. Срединно-океани-
ческие поднятия, с которыми связана океа-
ническая рифтовая система, разделены зо-
нами разломов на отдельные хребты, каж-
дый из них имеет свое название [14, 28, 55].
Зоны разломов являются крупными транс-
формными разломами, по которым про-
исходят наиболее значительные смещения
океанических рифтов. Они пересекают океа-
нические бассейны по всей их ширине, про-
двигаясь в течение каждой следующей фазы
спрединга. Фактически срединно-океаничес-
кие поднятия образуют непрерывную сис-
тему, но с отдельными разветвлениями
и раздвоением. Начиная от Исландии,
представляющей выход океанического под-
нятия на поверхность, и далее на юг эта
система проходит по медианной линии в
Северной и Южной Атлантике. Она про-
должается вокруг Южной Африки и в се-
редине Индийского океана раздваивается;
одна ветвь проходит в северном направле-
нии до Суэцкого залива. Главная ветвь
продолжается южнее Австралии и в южной
части Тихого океана, а затем поворачивает
на север в восточную часть Тихого океана
до Калифорнийского залива. Скорость
спрединга меняется в разных частях океа-
нической рифтовой системы. Спрединг при-
водит к раздвиганию рифтовых долин с
подъемом их дна и движению по трансформ-
ным разломам, особенно по крупным раз-
ломам, соединяющим отдельные сегменты
срединных хребтов.
В северо-восточной части Тихого океа-
на нет хорошо выраженных поднятий. Вес
широко развитые зоны разломов являются
трансформными. Смещенные сегменты риф-
товых долин имеют здесь значительно боль-
шую протяженность, чем на хребте.
Максимальная ширина сегментов около
25 30 км на максимальной высоте хребта и
2-3 км на самых больших глубинах. Высота
гребня хребта над океаническим дном
меняется от 500 до 1500 м. На Срединно-
Атлантическом хребте длина сегментов
между трансформными разломами состав-
ляет около 30 км.
Существует некоторое соответствие
интенсивности вулканизма со скоростью
спрединга. Рельеф гребня срединного хреб-
та зависит от соотношения между объемом
излившейся лавы и скоростью раздвиже
ния. Если скорость поступления материала
существенно превышает скорость спредин-
га, то в рельефе дна долина не выражена и
вместо нее появляется горстовое поднятие
Особый интерес представляют два райо
на, где срединно-океанические хребты со
срединной рифтовой долиной вторгаются в
пределы суши - это Калифорнийский залиж
РИФТОВЫЕ ДОЛИНЫ
285
с грабеном Солтон и Аденский залив с
рифтом Ардоукоба'в его вершине.
А.М. Куэннегл (А.М. Quennell).
ЛИТЕРАТУРА
I Accademia Nazionale Dei Lincei, 1980, Geody-
namic evolution of the Afro-Arabian Rift System,
Atti dei Connegui Lincei No. 47, Rome.
2 Anonymous, 1965, Report on the Geology and
Geophysics of the East Africa Roft System.
Nairobi: University Press (I. U. M. P. Sci. Rept.
No. 6), 265 p.
1 Billings M. P., 1972, Structural Geology, 2nd ed.
Englewood Cliffs, N.J.: Prentice-Hall, 514 p.
4 . Burke K., 1977, Aulacogens and continental
breakup, Ann. Rev. Earth and Planetary Sci. 5,
371 396.
5 Carey S. W., 1956, A tectonic approach to conti-
nental drift, W. S. Carey, ed., Continental Drift:
A Symposium. Hobart: University of Tasmania,
177-349.
6 Cloos H., 1939, Hebung, Spaltung, Vulkanismus.
Geologische Rundschau 30, 406-527.
Cotton C. A., 1950, Tectonic scarps and fault
valleys, Geol. Soc. America Bull. 61, 717-758.
8. Crowell J.C., 1974, Origin of late Cenozoic
basins in southern California, Soc. Econ. Pa-
leontologists and Mineralogists Spec. Pub. 22,
190-204.
4 Crowell J. C., 1979, The San Andreas fault system
through time, Quart. Jour. Geol. Soc. London
136, 293-302.
10 Davis W.M., 1905, The bearing of physiography
on Suess’theories, Am. Jour. Sci. (Ser. 4) 19,
265-273.
II Davis W. M., 1913, Nomenclature of surface
forms on faulted structures, Geol. Soc. America
Bull. 24, 187-216.
I ’ de Sitter L. U., 1964, Structural Geology, 2nd ed.
New York: McGraw-Hill, 551 p.
11 Freund R. and Garfunkel 7., 1981, The Dead Sea
Rift, Tectonophysics 80(1-4), 304 p.
14 Garrett W.E., ed., 1981, World ocean floor, Map,
scale 1 cm: 424 k. National Geographic Magazi-
ne, December 1981.
I< Gilluly J., 1971, Plate tectonics and magmatic
evolution, Geol. Soc. America Bull 82, 2383-2896.
IB Girdler R.W., 1972, U. M.C. Symposium on
African Rifts, Moscow, 1971 (I. U. M. P. Sci.
Rept. No. 40), Tectonophysics 15(1-2).
11 Gregory J. W., 1894, Contributions to the physi-
cal geography of British East Africa, Geog. Jour.
4, 290-315, 408 424, 505-514.
Hoffman P.. Dewey J. F. and Burke K., 1974.
Aulacogens and their genetic relation to geo-
synclines with a Proterozoic example from Great
Slave Lake, Canada, in R. H. Dott, Jr., and
R. H. Shaver, eds.. Modern and Ancient Geo-
synclinal Sedimentation, Soc. Econ. Pal. Mine-
nil Sp. Publ. 19, 38-55.
19. lilies J. H. and Fuchs K.. eds., 1974, Approach to
Taphrogenesis. (LU. M.P. Sci. Rept. No. 8),
Stuttgart: E. Schweizerbort’sche.
20. lilies J.H. and St. Mueller, eds., 1970, Graben
Problems. Stuttgart: E. Schweizerbartsche Ber-
lagsbuchandlung, (I. U. M. P. Sci. Rept. No. 27),
316 p.
21. lilies J.H. and St. Mueller, eds., 1981, Mecha-
nism of graben formation, (I. U. C. G. Sci. Rept.
No. 63), Tectonophysics 73(1-3)
22. Irvine T.N., ed., 1966, The World Rift System,
Report of Symposium, Ottawa, I. U. M. P. Sci.
Rept. No. 9, Geol. Surv. Canada Paper 66, 14,
471 p.
23. Isacks B., Oliver J. and Sykes L. R.. 1968, Seismo-
logy and the New Global Tectonics, Jour. Geop-
hys. Research 73, 5855 5899.
24. Johnson D„ 1930, Geomorphologic aspects of rift
valleys, XV Int. Geol. Cong. South Africa 1929,
Vol. II, 354-373.
25. Katz H.R., 1971, Continental margin in Chile-
Is Tectonic style compressional or extensional?
Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull. 55,
1753-1758.
26. Kay G.M., 1951, North American geosynlines,
Geol. Soc. America Mem. 48, 143 p.
27. King L. C., 1956, Rift valleys of Brazil, Geol. Soc.
South Africa Trans, and Proc. 59, 199-214.
28. Knopoff L„ Heezen В. С. M. and Macdonald
G. J. F., 1969, U. M. C. Symposium on the World
Rift System, Zurich, 1967, (I. U. M. P. Sci. Rept.
No. 19), Tectonophysics 8(4-6), 265 586.
29. Krenkel E., 1925, Geologie Afrikas, vol. 1. Berlin:
Bomtraeger.
30. Lawson A. C., 1908, The California earthquake
of April 18, 1906, Carnegie Inst. Washington
Pub. 87, 254 p.
31. Lillie A.R., 1980, Structure and Strata in New
Zealand. Auckland: Tohunga Press, 441 p.
32 Logatchev N.A. and Mohr P., 1977, Geodyna-
mics of the Baikal Rift zone, Tectonophysics
45(1).
33. MHanovsky E.E., 1972, Continental rift zones:
their arrangement and development. Tectono-
physics 15, 65 70.
34. MHanovsky E. E., 1976. Rift zones of the geologic
past and their associated forms. Internal. Geolo-
gy Rev. 18(5), 515- 531.
35. MHanovsky E.E., 1981, Aulacogens of ancient
platforms: problems of their origin and tectonic
development, Tectonophysics 73, 213-248.
36. Morgan P. and Baker В. H„ eds., 1983, Processes
of continental rifting, Tectonophysics 94, (Amster-
dam: Elsevier), 680 p.
37. Needham H.D. and Francheteau J., 1974, Some
characteristics of the rift valley in the Atlantic
Ocean near 30“ 48' North, Earth and Planetary
Sci. Letters, 22, 29 43.
38. Needham H.D. and Francheteau J., 1976, The
accreting plate boundary Ardoukoba Rift (Nort-
heast -Africa) and the Oceanic Rift Valley, Earth
and Planetary Sci. Letters 28, 439 453.
39. Neumann E. R. and Ramberg I. B., 1978, Petrolo-
gy and geochemistry of continental rifts, in
E. R. Neumann and I. B. Ramberg, eds., NATO
286
РОМБОХАЗМ
Adv. Study G. В., Oslo, 1977. Dordrecht: Reidel,
424 p.
40. Noble L.F., 1926, The San Andreas Rift and
some other active faults in the desert region of
Southeastern California, Carnegie Inst. Washing-
ton Yearbook 25, 415 428.
41. Palmason G., ed., 1982, Continental and Oceanic
Rifting. Geodynamics Series, vol. 8. Washington,
D. C.: American Geophysical Union, and Boul-
der, Colo.: Geological Society of America, 309 p.
42. Pilger A. and Rosler A., 1975, Afar depression of
Ethiopia. Stuttgart: Schweinzerlartsche (I. U. C. G.
Sci. Rept. No. 14).
43. Pilger A. and Rosler A., 1976, Afar between
Continental and Oceanic rifting. Stuttgart:
Schweizcrbart’sche (I. U. C. G Sci. Rept. No. 16)
44. Plumb K.A., 1979, The tectonic evolution of
Australia. Earth-Sei. Rev. 14, 205 249.
45. Quennell A.M., 1951, The geology and mineral
resources of former Trans-Jordan, Col. Geol.
Min. Res. 2, 85-115.
46. Quennell A.M., 1958, The structure and geo-
morphic evolution of the Dead Sea Rift, Geol.
Soc. London Quart. Jour. 114, 1-24.
47. Quennell A. M., ed., 1982, Rift Valleys: Afro-Ara-
bian. Benchmark Papers in Geology. Strouds-
burg, Penn.: Hutchinson Ross, 419 p.
48. Romberg I B. and Neumann E.-R., eds., 1978,
Tectonics and Geophysics of Continental Rifts.
Dordrecht: Reidel (NATO Adv. Study Inst. Oslo,
1977), 424 p.
49. Riecker R.E., ed, 1979, Rio Grande Rift: Tecto-
nics and Magmatism. Washington, D. C.; Ameri-
can Geophysical Union, 425 p.
50. Rothe J. P. and Sauer K., 1967, The Rhinegraben
Progress Report, 1967, (I. U. M P. Sci. Rept. No.
13), Alsace-Lorraine Service Carte Geol. Mem.
26. (Strassburg: Freiburg i. Br.), 146 p.
51. Scheibner E„ ed., 1978, The Phanerozoic structu-
re of Australia and variations in tectonic style,
Tectonophysics, 48.
52. Sengor A. M and Burke K., 1978, Relative timing
of rifting and volcanism on earth and its tectonic
implications, Geophys. Research Letters 5,
419 421.
53. Smith R. B. and Eaton G. P.. eds., 1978, Genozoic
Tectonics and Regional Geophysics of the We-
stern Cordillera. Boulder, Colo.: Geological So-
ciety of America (Mem. 152).
54. Suess E., 1885, Das Antlitz der Erde. Translated
by Sollas H. В. C., 1904, as The Face of the
Earth. Oxford: Clarendon Press.
55. Sykes L.R., 1967, Mechanisms of earthquakes
and nature of faulting on mid-ocean ridges, Jour.
Geophys. Research 74, 2131 2153.
56 Vinogradov A. P. and Udentsiv G. B., 1975, The
Rift Zones of the World Oceans. New York:
Wiley and Sons.
57. Willis B., 1936, East African Plateux and Rift
Valleys studies in comparative seismology, Car-
negie Inst. Washington Pub. 470, 1 30.
58 Wilson J. T, 1965, A new class of faults and their
bearing on continental drift, Nature 207, 343 347
59 Zeil W, 1979, The Andes: A Geological Review.
Berlin: Boemtrager, 245 p.
60. Ziegler P.A., 1981, Evolution of sedimentary
basins in north-west Europe, in J. Brown, ed..
Petroleum Geology of the Continental Shelf of
North-west Europe. London: Institute of Petro-
leum.
РОМБОХАЗМ
Ромбохазм (от греческих слов «ромб» и
«кхазма», означающего щель или зияющая
полость)-термин, предложенный Кэри [2]
для описания ромбовидных промежутков,
образующихся после разрыва континенталь-
ной коры линейных разломов. В
подходе Кэри к тектонике континенталь-
ного дрейфа предполагается, что крупно-
масштабные деформации, наблюдаемые
в настоящее время на поверхности Земли,
маркируют пути расхождения континентов
от общего протоконтинента, окруженного в
прошлом, согласно Вегенеру [9], первич-
ным единым океаном «Панталасса». Гра-
бау [4] выполнил палеогеографическую
реконструкцию протоконтинента кембрий-
ской Пангеи, ряд других авторов также
предложили разные модели реконструкции
[3,6, 7]. Кэри в своей реконструкции
палеогеографии протоконтинента опирался
на соответственно выбираемые деформа-
ции и восстановление первоначального, до
деформации, положения переместившихся
частей протоконтинента.
Для описания деформируемых структур
первого порядка Кэри [2] ввел многие тер-
мины: ороклин, сцепленный ороклин, оротат
и ороклинотат, характеризующие изогну-
тые, скрученные и растянутые горные
пояса; нематат, относимый к растянутым
подводным хребтам, и мегасдвиг, обозна-
чающий протяженные разломы со смеще-
нием по простиранию. Аналогично он
предложил названия для тех структурных
щелей (зияний или разобщении), которые |
образуются при разрушении и раздвижении
континентов. Сфенохазм определяет тре-
угольную щель в океанической коре, об-
разовавшуюся между континентальными
блоками, повернутыми относительно дру»
друга, а ромбохазм-«щель с параллель!
ными границами в сиалической коре, за-
полненная симатической корой и интерпрв
тируемая как структура расширения; в
РОМБОХАЗМ
287
Рис. 1. Схематическая иллюстра-
ция раскола Аляскинского оро-
клина и северной части Атлан-
тического океана [2].
право- и левостороннем ромбохазме от-
дельные блоки движутся с соответственно
право- и левосторонними компонентами
горизонтального смещения» [2].
Кэри [2] обнаружил и наименовал более
30 ромбохазмов. Крупнейшие из этих
структур образуют океанические бассейны.
Отделение Европы от Северной Америки
создало Северо-Атлантический и Восточ-
но-Гренландский ромбохазмы (рис. 1), а
раздвигание Африки и Южной Америки-
Южно-Атлантический ромбохазм (рис. 2).
В Индийском океане и на западе Тихого
океана раскол Индии, Антарктиды и Авст-
ралии оставил ромбохазмы Индо-Австра-
лийский, Индо-Мадагаскарский и Тасманс-
кий.
Рассматривая закрытие краевых морей,
окаймляющих Тихий океан, Кэри [1] выде-
лил множество небольших ромбохазмов:
Японский, Охотский, Берингов (Анадырс-
кий и Коцебу), Сан-Хоакинский и Нижне-
калифорнийский и Калифорнийский. К
юго-западу от Японии расположены
ромбохазмы Калимантан, Сулу, Макасар,
Сулавеси, Молуккский, Боне, Томини,
Мьей (Мергуи), Филиппинский и Мариан-
ский (рис. 3).
Рис. 2. Относительные смещения четырех бло-
ков, окаймляющих Атлантический океан [2].
288
РОМБОХАЗМ
Рис. 3. Ромбохазмы как следствие раскрытия не-
больших океанических бассейнов в окрестности
острова Калимантан и Филиппин [2]. Ромбо-
хазмы: С.р.-Сулу, Слв. р.-Сулавеси.
В дополнение к этому было указано еще
на пять ромбохазмов. В Арктике, к северу
от Сибири, идентифицированы ромбо-
хазмы Карский, Обский и Хатангский,
образовавшиеся при раскрытии Арктичес-
кого сфенохазма. Ромбохазмы Красного и
Мертвого морей были объяснены движе-
нием с поворотом Аравийского полуост-
рова относительно Африки.
Почти все ромбохазмы Кэри [2] ока-
зались связанными с зонами океанического
дна, где происходит спрединг, согласно
концепции, объясняющей эволюцию и
раскрытие океанов при расколе первичной
Пангеи. В соответствии с этим скорость
раскрытия указанных ромбохазмов должна
быть порядка 1 -4 см/год.
Джон К. Холл (John К. Hall, Geolo-
gical Survey of Istrael, Marine Geolo-
gy Division, 30 Malchei Israel St-
Jerusalem, Israel 95 501).
ЛИТЕРАТУРА
1. Carey S.W., 1955, The orocline in geotectonics,
Proc. Roy. Soc. Tas. 89, 255 288.
2. Carey S. IK, 1958, A tectonic approach to con-
tinental drift, in Continental Drift: A Symposium.
Hobart: University of Tasmania.
3. Du Toit A.L., 1937, Our Wandering Continents.
London: Oliver and Boyd, 336 p.
4. Grabau A. W, 1936, Revised classification of the
palaeocozic system in the light of the pulsation
theory. Pieping University Press, vol. 1. Bull.
Geol. Sos. China, XV, 23-51.
5. Hilgenberg O.C., 1933, Vom Wachseuden Erd-
ball. Berlin: Giessmann and Bartsch.
6. Hilgenberg О C, 1949, Die Bruchstrucktur der
Sialischen Erdkruste. Berlin: Akademic-Verlag,
106 p.
7. King L.C., 1953, Necessity for continental drift.
Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol. 37(9), 2163 2177.
8. King L. C., 1967, The Morphology of the
Earth: A study and Synthesis of World Scenery.
2nd ed. Edinburg: Oliver and Boyd. 726 r.
9. Wegener A., 1929, The Origin of Continents and
Oceans, 4th ed. J. Biran trans. 1966, New York:
Dover Publications, 246 p.
СБРОСОВЫЙ УСТУП см. РАЗЛОМЫ
И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
СБРОСЫ, ПАРАЛЛЕЛЬНЫЕ БЕРЕГОВОЙ
ЛИНИИ-см. ДРЕЙФ КОНТИНЕНТОВ,
СТРУКТУРНЫЕ ДАННЫЕ
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ
ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
КОРЫ
Для понимания того, как деформируется
земная кора, большое значение имеют све-
дения о строении крупных глубинных раз-
ломов в коре. Информацию о неактивных
разломах на больших глубинах геологи
получают в основном из корректных
палинспатических реконструкций или
иногда по данным неглубокого сейсмопро-
филирования методами отраженных и пре-
ломленных волн. Разлом редко эродирован
достаточно глубоко, чтобы можно было
определить его характеристики путем поле-
вых наблюдений. Полевые методы обычно
1 акже нельзя использовать для решения
таких важных вопросов, как залегание и
протяженность разлома на глубине, поло-
жение корневой зоны, вырождение разлома
(достигает ли он границы Мохо) и тип
I дубинной деформации по разлому. На не-
которые из этих вопросов могут ответить
исследования в зонах активных разломов.
Методы и техника возбуждения сейсми-
ческого поля-глубинные исследования
темной коры сейсмическим профилирова-
нием-в настоящее время начинают давать
многочисленные данные с высоким разре-
шением, содержащие новую ценную инфор-
мацию о строении земной коры. Поисковые
исследования осадочного чехла с помощью
отраженных волн развивались нефтяной
промышленностью в течение многих лет с
большими затратами средств. В США
континентальное профилирование по от-
раженным волнам (консорциум COCORP)
предназначено именно для изучения глу-
бинной земной коры этими методами. На
получаемых сейсмических профилях часто
прослеживаются крупные разломы до
больших глубин (более 40 км), причем
иногда очень четко. В разрезах наблю-
даются и другие черты геологической
структуры, которыми могут быть магма-
тические тела, крупномасштабные складки
или расслоенность, а также зоны перехода
кора-мантия.
COCORP. Программа COCORP была
создана для применения многоканальной
сейсмической техники к исследованиям
главных проблем геологии земной коры. В
ней принимают участие специалисты из
многих компаний, государственных лабо-
раторий и университетов, головной органи-
зацией является Корнеллский университет.
Сейсмические отряды, созданные в учреж-
дениях георазведки, прошли по длинным
профилям и с помощью отраженных волн
получили данные с временами пробега
20-30 с (удвоенное время пробега волны от
источника до отражающего горизонта,
приблизительная глубина которого в кило-
метрах равна утроенному значению вре-
мени). При этом используются методика и
техника (рис. 1) виброзондирования
«Вибросейс» (регистрационный знак «Кон-
тинентал Ойл компани»), но в большинстве
районов с широким разнообразием условий
выполняется большая полевая геологичес-
кая работа. Сейсмопрофили, получаемые
по отраженным волнам, дают приблизи-
тельные поперечные разрезы Земли, выра-
женные через времена пробега сейсмичес-
ких волн. Для получения точных геометри-
ческих характеристик необходимо эти про-
фили преобразовать в разрезы по глубине
(с помощью скоростей сейсмических волн).
Особенно важно это преобразование для
неглубоких разрезов, когда высоки гра-
14 490
290
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
Цель: картирование структуры земной коры с наибольшим разрешением
Регистрирующая
система
Усиление и магнитная
запись
Источник энергии
Грузовая машина
с гидравлическим вибратором
Приемники колебаний
грунта
Группа геофонов
Сигнал источника
„Развептка"
с изменяющейся
частотой
Глубинное изображение
Сигнал после
преобразования
в компьютере
V-скорость
продольных
сейсмических
волн в породах
В Гц,
Вертикальное
смещение
грунта
32Г*4--------£=30с
Регистрируемый
сигнал
Отражение
от поверхности
t
Рис. 1. Схема метода сейсмического профилирования по отраженным волнам («Вибросейс»).
диенты скоростей. С глубиной изменения
скорости становятся более плавными, и для
глубоких зон предварительная, но осто-
рожная интерпретация по временным раз-
резам часто позволяет выявить важные
структурные особенности.
Характеристики разломов по глубинным
сейсмическим профилям отраженных волн.
Надежные критерии для распознавания не-
глубоких (менее 10 км) разломов по сейс-
мическим профилям в осадочных слоях
были разработаны в течение ряда лет в
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
291
нефтяной промышленности. К этим крите-
риям относятся смещения отдельных (оса-
дочных) горизонтов, картины акустической
дифракции на границах разломов, измене-
ния в падении горизонтов безотносительно
к стратиграфии, искажения сейсмического
разреза ниже разлома (вследствие волно-
вых эффектов в зоне разлома) и невязки
характерного отражения по замкнутому
ходу сейсмического профиля [4].
Указанные критерии следует изменить,
когда дело касается глубинных сейсмичес-
ких профилей земной коры, по следующим
причинам.
1. В глубоком кристаллическом фунда-
менте отчетливые опорные горизонты
встречаются нечасто. Разрезы здесь могут
характеризоваться зонами без возмущений,
разрывными отрезками отражающих гори-
зонтов, зонами искривленных отражающих
участков и т.д. [6,8].
2. При больших временах вступления
(более 8 с) дифракционная гипербола сжи-
мается к точке, так что при определенных
конфигурациях отражающих поверхностей
они становятся неразличимы. Кроме того,
контрасты в акустическом импедансе могут
уменьшаться с глубиной, и отражения в
результате становятся слабыми.
3. Из-за сложности и дороговизны тех-
ники профилирование обычно осуществ-
ляется по отдельным немногим направле-
ниям, выходящим из данной точки, по-
тому эхват по площади здесь менее пол-
ный, чем желательно для детального иссле-
ювания отдельного разлома.
Мы опишем здесь три примера разло-
мов, закартированных с помощью профи-
гей сейсмических отражений COCORP.
Хотя и другие разломы тоже исследуются,
по наше обсуждение по необходимости
основано на ограниченном количестве дан-
ных, и приведенные выводы с накоплением
ынных будут, вероятно, изменяться и
дополняться.
Один из главных критериев для просле-
живания глубоких разломов по профилям
< OCORP связан с наблюдениями их в из-
вестных обнажениях. Типичные сейсмиче-
ские особенности, наблюдаемые при этом
прослеживании, включают:
отражения от плоскости разлома:
резкие изменения в характере сейсми-
ческой записи для обеих сторон разлома (в
зависимости, например, от плотности или
геометрии отражающих границ);
пустые или серые зоны на разрезах
шириной несколько километров; хотя ин-
терпретация этих зон неоднозначна (напри-
мер, однородные плутоны), вместе с допол-
нительными сейсмическими и геофизиче-
скими данными их можно использовать
для диагностики структурных разрывов,
обусловленных разломами;
дифракционные картины (особенно в
верхней части разреза); их также могут
создавать разные разрывы, например, лин-
зы и структурные носы, но к их интерпре-
тации следует подходить с осторожностью.
Главные разрывы в земной коре по сей-
смопрофилированию COCORP. Надвиги в
земной коре оказались прекрасной мишенью
для применения метода сейсмического про-
филирования. Очевидно, это объясняется
тем, что они часто имеют пологое или
умеренное падение и достаточный скачок
акустического импеданса. Видимые на про-
филях COCORP разломы со смещением по
простиранию и нормальные сбросы обычно
с большими углами падения, вероятно,
связаны с широкими зонами разрушения на
большой глубине.
Надвиги. Надвиг Уинд-Ривер Вайо-
минг, залегает под юго-западным флангом
гор Уинд-Ривер. В ядре этих гор находятся
докембрийские кристаллические породы,
поднятые к поверхности в процессе лара-
мидской орогении (рис. 2). В литературе
широко обсуждался вопрос о причине этого
поднятия: связано ли оно с вертикальными,
горизонтальными или сдвиговыми (по про-
стиранию) движениями (см. ссылки в [8]).
Крутопадающий разлом на глубине дол-
жен указывать на вертикальное смещение, а
пологопадающий разлом-на горизон-
тальное. Рис. 2 показывает положение трех
сейсмических траверсов, пересекающих юго-
восточное окончание гор. На рис. 3 при-
ведена часть сейсмических разрезов, про-
ходящих через разлом в интервале времен
отражений до 8,5 с. Верхняя стрелка слева
указывает на положение разлома на по-
верхности по геологическим картам. Не-
прерывная серия отражений хорошо про-
292
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
ЗО'з.д. 15' <09°00' 45' 30' 15' 106°00'
Рис. 2, Юго-западная окраина поднятия Уинд-Ривер в шт. Вайоминг. Показаны три сейсмических траверса COCORP. Штрихами показана
зона докембрийских пород; точками палеозойские осадки. Обнажения разлома-у станции 250, линия 1 [1].
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
293
ПРОФИЛЬ COCORP ПОДНЯТИЯ УИНД-РИВЕР
Юкм
Рис. 3. Часть сейсмических разрезов (с временной координатой), показывающая особенности раз-
лома (стрелки). Докембрийские породы в горах Уинд-Ривер надвинуты на осадочные породы
бассейна Грин-Ривер и подстилающий докембрийский фундамент. Особую деформацию осадочных
пород показывает область С. Точкой D отмечена зона, где разлом срезает подошву осадков, и
Е -область возможного разветвления разлома [1].
слеживается приблизительно до 7 с (около
21 км) в правую часть разреза. Падение
разлома меняется, но не превышает приб-
лизительно 38° (в разрезе, пересчитанном
на глубину). Отражающая граница просле-
живается дальше до 8,5 с и имеет слабые
признаки продолжения почти до 12 с (около
35 км). Трудно получить какие-либо ука-
зания на характер разлома ниже 8,5 с. Не
ясно, вырождается ли разлом, или припо-
верхностные волновые эффекты искажают
о| ражение волны. По приведенным дан-
ным, на разломе получаются горизонталь-
ное смещение более 21 км и вертикальное
смещение более 13 км.
Приведенный сейсмический разрез от-
ражает множество деталей. Точка D на
рис. 3 отмечает подошву осадков в бас-
сейне Грин-Ривер, где они срезаны надви-
। ом. В области С мы видим необычный тип
деформации в осадках, подстилающих на-
двиговый клин докембрийских пород. Не
исключено образование свода и некруп-
номасштабной складки волочения, хотя
масштаб такой складки вблизи плоскости
надвига слишком мал для разрешения. Эта
видимая деформация отчасти может быть
связана с влиянием на времена пробега
высокоскоростных докембрийских пород,
покрывающих осадки. Если принять во
внимание этот эффект, то структурное под-
нятие нижней части осадочной толшн со-
ставит около 1-2 км. Плоскость разлома
хорошо определяется в зоне, где он пересе-
кает осадочные слои. Ниже точки D разлом
становится более расплывчатым и ниже
точки Е может расщепляться на две гра-
пицы Существуют основания для несколь-
ких фаз движений по этому разлому: пер-
воначальные движения могли создать не-
294
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
Рис. 4. Положение траверса COCORP, пересекающего разлом Сан-Андреас (линия 2, вблизи Парк-
филда). Дополнительные профили были получены в Большой Долине (в тексте не рассматривается)
[5].
ровную поверхность разлома, а более позд-
ние движения, вероятно, происходили по
более плоской границе [1].
Умеренное падение разлома-явный
признак того, иго горы Уинд-Ривер обра-
зовались под действием сжимающих гори-
зонтальных движений. В земной коре здесь,
видимо, происходило хрупкое разрушение.
Полевые геологические данные показывают,
что складкообразование в определенной
степени сопровождалось образованием
надвигов.
Одной из наиболее интересных особен-
ностей сейсмических профилей в Вайоминге
является сильное отражение от плоскостей
разлома. Это может объясняться разными
причинами: мощным слоем милонитизиро-
ванных пород или глинки трения, присут-
ствием серии близко расположенных плос-
костей разлома, вызывающих волновую
настройку и высокоамплитудное отражение,
наложением различных типов пород. Учи-
тывая, что смещения по разлому дости-
гают по крайней мере 21 км, все или неко-
торые факторы, перечисленные выше, могут
быть причинами наблюдаемых особен-
ностей.
Разломы со смещением по простиранию
(система Сан-Андреас). Вдоль разлома
Сан-Андреас с миоцена накопилось смеще-
ние около 300 км. Это смещение разделяет
мезозойские плутонические и метаморфи-
ческие породы Салинийского блока на юго-
западе от Францисканского блока на юго-
востоке, образуя зону позднеюрских ран-
немеловых океанических отложений, под-
вергшихся сильному разрушению. Для испы-
тания метода был пройден сейсмический
профиль COCORP длиной 27 км вблизи
Паркфилда, Калифорния (рис. 4), где раз-
лом расщепляется, образуя тонкое ответв-
ление. Длина этого профиля невелика, и
качество сейсмических отражений не такое
хорошее, как в других местах. Большинство
отражающих участков разрываются и
имеют небольшую длину, а иногда группи-
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
295
Рис. 5. Интерпретация про-
филя, пройденного вблизи
Паркфилда. С.-А.-разлом
Сан-Андреас, Г.-Х.-Голд-
Хилл. Точками показаны ди-
фракционные источники,
спроецированные на плос-
кость разреза [5].
руются в полосы (например, участок на
юго-западе разлома между горизонтами 8
и 10 с), отражая, возможно, границу кора-
мантия (рис. 5) [3].
Для картирования структуры разлома
Сан-Андреас в интервале отражений 1 и
2 используется дифракционная картина.
Дифракция наблюдается также в северо-
восточной части разлома, указывая на
линзы и другие разрывы в францисканском
меланже (рис. 5).
В области глубин от 12 14 до 45 км
разлом выглядит как однородная серая
зона шириной около 4 км, не дающая коге-
рентного отражения и граничащая по обе
стороны с зонами отражений. Не исклю-
чено, что разломообразование здесь при-
водит к «размыванию» акустических гори-
зонтов благодаря широкой зоне разрушен-
ных пород. Альтернативная, но невероят-
ная гипотеза связывает серую зону с нали-
чием однородного плутона. Характерные
для такого плутона аномалии теплового
потока и другие признаки магматической
активности в этом месте не наблюдаются.
Кровля однородной (не отражающей) зоны
совпадает с максимальной глубиной сей-
смических очагов. Эта однородная зона
может соответствовать переходу в свойствах
пород с глубиной от хрупкости к пластич-
ности. Ширина зоны, составляющая по этим
данным 4 км, накладывает важные ограни-
чения на теоретические модели разлома
Сан-Андреас [5].
Нормальные сбросы. Рифт Рио-Гранде-
крупный разрыв в коре, протягивающийся
в южной части тектонического пояса Ска-
листых гор. Он отделяет Великие равнины
от плато Колорадо и провинции Бассейнов
и Хребтов. Растяжение коры здесь началось
примерно 32 37 млн. лет назад и продол-
жается по настоящее время. Траверс
COCORP длиной 80 км пройден по этому
рифту вблизи Сокорро, шт. Нью-Мексико
(рис. 6).
Восточная граница рифта близ Або-Пасс
отмечается на небольшой глубине перехо-
дом от близкого к поверхности, не отра-
жающего докембрийского фундамента под
флангом структуры к толщам с нормаль-
ными разломами в бассейне (VP 10-180,
линия 1, рис. 7). Хорошо определяемая и
крутопадающая акустическая волна, не со-
держащая акустических горизонтов, нахо-
дится ниже и имеет видимое падение на
запад [7]. Эта зона отделяет, разрывные
участки отражений под бассейном от более
удлиненных отражающих границ под флан-
296
СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ ИЗУЧЕНИЯ КРУПНЫХ РАЗЛОМОВ
Рис. 6. Карта, иллюстрирующая положение траверсов COCORP в районе рифта Рио-Гранде. Тра-
версы I и 1а описаны в тексте [2]. 7-плиоценовый базальт; 2-кайнозойские породы; 5-палеозой-
ские- мезозойские породы; 4-докембрийские породы.
гами. Образование указанной зоны может
объясняться структурным разрывом вдоль
крупного кайнозойского нормального
сброса, магматической интрузией или омо-
ложением более древнего разлома. Если
эта зона представляет собой границу рифта,
то она свидетельствует против листриче-
ских моделей рифтогенеза [2].
Аналогичная глубинная зона отсутствует
на западной окраине рифта (рис. 7). Здесь
граница на небольшой глубине представ-
ляется линией с 40°-ным отражением (на
глубинном разрезе), пересекающей поверх-
ность в пункт? VP 420, линия 1А (рис. 7).
Это не согласуется с геологическими на-
блюдениями на поверхности, и указанные
отражения, вероятно, представляют кровлю
серии близко расположенных ступенчатых
разломов [2]. На большей глубине указан-
ную зону проследить не удается. Различие в
типах границ рифта может быть связано с
реологическими факторами, действую-
щими при повышенном тепловом потоке
вдоль западной окраины. Другая черта
этого разреза-возможное включение маг-
матического тела, отмеченное полосой
заметных отражений в области между
VP 250, линия 1А и VP 50, линия 1 и между
6,5 и 8 с.
Заключение. Крупные разломы земной
коры можно проследить или идентифици-
ровать на глубинных сейсмических профи-
лях коры, получаемых по программе кон-
сорциума COCORP. При этом лучше всего
определяются надвиги, так как они харак-
теризуются небольшим падением и более
высокими контрастами акустических импе-
дансов на плоскостях разломов. Нормаль-
ные сбросы и сдвиги обычно отождеств-
ляются по присутствию серых зон, не со-
держащих когерентных отражений и раз-
деляющих области с различными волно-
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
297
Рис. 7. Интерпретация профилей COCORP в рифтовой зоне Рио-Гранде Обнажения на восточной
границе рифта в области VP 180, линия 1, и на западной границе в области VP 420, линия 1 А. Главная
особенность разреза - блок горста внутри граоена, центрированный по вертикали VP 250, линия 1А, а
также, возможно, магматическое тело в зоне между VP 250, линия 1 А, и VP 50, линия 1, и между 6,5 и
8 с ГУ-
ьыми параметрами. Для прослеживания
границ вблизи поверхности могут быть
использованы дифракционные картины.
Существование крупных разломов в
земной коре становится все более ясным. С
развитием техники сейсмического профили-
рования по отраженным волнам, вероятно ,
будут найдены многие глубоко проникаю-
щие разломы, которые покажут, что кора
выдерживает достаточно большие напря-
жения и может раскалываться почти по
всей своей мощности.
Дж. Бруэр (J.A. Brewer, Dept, of
Geological Sciences Kimball Hall,
Cornell University, Ithaca, New York
14853).
ЛИТЕРАТУРА
1 Brewer J. A., Smithson S. B., Oliver J E., Kauf-
man S., Brown L. D., 1979, The Laramide orogeny:
evidence from COCORP deep crustal seismic
reflection profiles in the Wind River mountains,
Wyoming, Tectonophysics, в печати.
1 Brown L. D., Krumhansl P. A., Chapin С E.. San-
ford A. R„ Cook F. A., К ufman S., Oliver J. E
and Schilt F.S., 1979, COC ORP seismic reflection
studies of the Rio Grande rift, in R. E. Reicker,
ed., Rio Grande Rift: Tectonism and Magmatism.
Washington, D C.: American Geophysical Union.
3. Cook F. A., Brown ED., Oliver J.E. and Kauf-
man S., 1979, The reflection characteristics of the
crust-mantle transition based on COCORP deep
seismic data.
4. Dobrin M. W., 1976, Introduction to Geophysical
Prospecting, New York: McGraw-Hill, 630 p.
5. Long G.H.. BrownLD. and Ka-.fman S., 1979, A
COCORP deep seismic reflection profile across
the San Andreas fault, Parkfield, California.
6. Oliver J., Dobrin M„ Kaufman S., Meyer R. and
Phinney R., 1976, Continuous seismic reflection
profiling of the deep basement, Hardeman County,
Texas, Geol. Soc. America Bull. 87, 1537-1546
7. Oliver J. and Kauftnan S., 1976, Profiling the Rio
Grande Rift, Geotimes, 21, 20-23
8. Smithson S. B., Brewer J., Kaufman S., Oliver J.
and Hurich C„ 1978, Nature of the Wind River
.hrust, Wyoming, from COCORP deep reflection
data and from gravity data. Geology 6(11),
648-652.
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
Определение. Термин линеамеюп ввел в
геологию Хоббс в 1904 г. [7], но с тех пор
его смысл изменился по сравнению с пер-
воначальным значением, которое, однако,
298
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
не было ни адекватным, ни твердо установ-
ленным. Хотя Хоббс и настаивал на отсут-
ствии в этом термине указаний на его
тектоническое происхождение, тем не менее
в большинстве случаев тектонический смысл
данного термина был очевиден.
На геологической карте могут доста-
точно точно отражаться многие черты
структур разного масштаба. Хоббс в боль-
шей степени интересовался изображениями
сети линеаментов, чем причинами их
происхождения.
Тот факт, что разные авторы не пришли
к единому пониманию формального опре-
деления термина линеамент, отражает не-
приемлемость того, чтобы считать изобра-
женный на карте элемент особой геологи-
ческой чертой, когда нет уверенности в ее
происхождении. Однако если природа этого
элемента известна (например, разлом, кон-
такт, цепочка вулканов и т. д.), то особой
необходимости во введении термина нет.
Многие изображаемые на карте элементы
ничем не связаны между собой, кроме ли-
нейности своего распределения. Их на-
правленностью нельзя просто пренебречь
на том основании, что ее природа неизвест-
на. По этой причине наиболее подходящим
является следующее определение, отра-
жающее, по-видимому, в основном сложив-
шиеся за последние годы взгляды: линеа-
мент - видимая направленная форма
рельефа или геологической структуры, точ-
ность выявления которой зависит от случая.
Это определение позволяет относить к
линеаментам прямолинейные (например,
сегмент большого круга) или дугообразные
элементы структур.
Линеаменты, удовлетворяющие приве-
денному определению, распространены
повсеместно и могут иметь разный мас-
штаб, от серий простых линейных форм,
различимых на многих аэрофотоснимках,
до очертаний континентов. Последние могут
быть глобальными, но наблюдаться лишь
частично, так как большая часть коры
скрыта под морской водой или молодыми
породами.
Исследования линеаментов. Линеаменты
в основном изучались независимо друг от
друга отдельными авторами, которые уде-
ляли главное внимание сериям, сеткам или
системам линеаментов, не обязательно
используя данный термин. Важный вклад
сделал Хиллз [5], указав на связь линеа-
ментов с геологическим строением терри-
тории на основе морфологических моделей.
Такая связь подразумевает значение линеа-
мента, ограничивающего массивы пород,
слагающих горы, плато, бассейны и рав-
нины. Зондер [10], Хоббс [7] и другие
вкладывали в понятие «линеаментов» до-
вольно конкретное содержание. Когда ли-
неаменты описываются без учета геологи-
ческой однородности и возраста структур,
подразумевается какая-то глубинная при-
чина их происхождения, действовавшая
ранее и наложившая отпечаток на более
молодые породы. Отсутствие адекватного
геологического объяснения происхождения
видимых форм оправдывает употребление
термина линеамент.
Зондер [10] ввел термин ревматический,
чтобы отличить глобальные явления фун-
даментальных разрывов от процессов горо-
образования, эпейрогенеза, рифтогенеза и
др. В связи с глобальными разрывами
Зондер и его последователь Юпе [8] доба-
вили термин ревматическая зональность
(или просто зональность), который прибли-
зительно имеет смысл, вероятно, сложного
линеамента или пучка линеаментов, упро-
щенно представляемого в виде одной тек-
тонической линии (оси).
Венинг-Мейнец [12] разработал теоре-
тическую сетку глобальных простираний, и
многие авторы попытались связать с ней
свои наблюдения, проведенные в ограни-
ченных географических регионах-напри-
мер, Хиллз [5] в Австралии, Чанг Вэнью в
Китае. Бенео построил убедительную сетку
линеаментов для Италии, а Пикок-для
фьордов Британской Колумбии и т.д.
Известно сравнительно немного работ,
в которых описаны и определены отдель-
ные линеаменты. Подводные линейные эле-
менты (например, зона разломов Мендо-
сино вблизи 40° с.ш. в восточной части
Тихого океана), как ни странно, прояв-
ляются яснее, чем аналогичные континен-
тальные формы, так как они могут быть
определены по данным одного типа, напри-
мер магнитным наблюдениям, без ослож-
нений, связанных с неоднородностью.
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
299
Анализируя линеамент Техас, открытый
50 лет назад, Олбриттон пришел к выводу,
что лишь на небольшом отрезке своей
предполагаемой длины он имеет явные
черты тектонической структуры. Подобные
заключения вообще относятся ко многим
линеаментам. Их неясное и обычно недока-
занное положение вместе с разными стилем
деформаций и возрастом делает линеамен-
ты как бы нереальными формами, особен-
но для тех геологов, которые в своих выво-
дах опираются лишь на полевые наблюде-
ния. Некоторые объекты просто слишком
велики, чтобы охватить их полевыми на-
блюдениями, и к ним относятся системы
линеаментов, характерные для континентов.
Проблема масштаба. Вопрос о мас-
штабе-один из сдерживающих факторов в
исследованиях линеаментов. Многие гео-
логи предпочитают не задумываться над
глобальными проблемами по той причине,
что это уводит их в область нерешенных
вопросов именно глобального масштаба:
сжимается или расширяется наша планета,
являются ли континенты неподвижными
или перемещаются в горизонтальном на-
правлении. Отвечая на подобные вопросы,
мы прибегаем к более широким допуще-
ниям, чем принято в предмете полевой
1еологии.
Регматические линеаменты Зондера [10]
и Юпе [8] имеют размеры, исключающие
их полевое изучение. Они охватывают пло-
щади, превышающие те, которые обычно
изображаются на полевой карте. Кроме
юго, в масштабе полевых исследований
изгибы линеамента могут быть значитель-
ными по размеру и контролироваться вы-
с гулами фундамента, ограниченными раз-
ломами. В глобальном'масштабе эти из-
тбы существенно сглаживаются.
Таким образом, по понятным причинам
шиеаменты не документируются подобно
щугим геологическим элементам. Часто
утверждают, что чем большую протяжен-
ность имеет линеамент, тем труднее он
диагностируется. На это можно возразить,
ч г о Чилийско-Аргентинский береговой
шнеамент длиной 3300 км требует не
больше документации, чем определение
контуров Южной Америки.
Исследования других проблем. Исследо-
вания линеаментов отражают лишь один из
аспектов поиска геологической упорядочен-
ности в хаосе структур; поэтому их едва ли
следует отделять от изучения симметрии
континентальных массивов, океанов и в
целом земного шара. В этой связи можно
упомянуть работу Фурмарье [4]. Анало-
гично линеаментам в смысле приведенного
выше определения следует рассматривать
ориентировку форм рельефа как выражение
тектонических структур. В глобальном или
даже континентальном масштабе толщина
земной коры несущественна по сравнению с
размерами изучаемой зоны; даже круто-
падающие большие разломы, рассекающие
огромные блоки коры, не оказывают за-
метного влияния на их форму. Если третьим
измерением (кроме сферичности) можно
пренебречь, то в подобных случаях имеет
смысл использовать термин геометрия
коры.
Де Бомон (1830 г.) был одним из пионе-
ров в этой области исследований. Из иссле-
дователей конца прошлого столетия сле-
дует упомянуть такие имена, как Оуэн,
Л. Грин и Грегори, которые ввели в пред-
ставления моделей Земли тела Платона
(тетраэдр, додекаэдр и др.). К этой же теме,
о чем часто забывают, в недавнее время
вернулись Кэри [3] и Брок [2].
В 1930-е годы Клоос развивал представ-
ление о полигональных плитах коры, раз-
деленных зонами разломов или геологи-
ческой активности. Линии сочленений
этих плит он отождествлял с линеамен-
тами.
На рубеже нашего века Зюсс, Лапуорт,
Соллас и другие обратили внимание на
структуры больших кругов, и их исследова-
ния вряд ли можно отрывать от изучения
линеаментов. Важное значение может иметь
и почти не замеченный вклад Стивенса
[11], связанный со сходимостью структур
больших кругов в геологических узлах
(табл. 1).
Сейсмические линеаменты. Хотя и
существуют линеаменты без какого-либо
особого выражения в структуре, для линеа-
ментов, отмеченных линией эпицентров
мелкофокусных (т. е. коровых) землетрясе-
ний. не остается сомнений в их тектони-
ческой принадлежности. Подобные линии
300
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
Таблица 1. Некоторые предполагаемые линеаменты
Предполагаемые линеаменты Авторы
Северная Америка Техас Фронт Гренвилл Линия Кларк-Льюис Расщелина Скалистых гор Южная Америка Берег Чили и Аргентины Африка-мыс Ресифе Африка Линия Камерун-Тибести Ганзи - Мид-Замбези - берег Сомали Линия Красного моря Австралия Линеамент Дарлинг Линеамент Чартерс-Тауэрс Европа Линия Красное море Исландия Ось Урала Азия Сетка линеаментов Восточной Азии Океаны Четыре зоны разлома в Тихом океане Южно-Атлантический хребет Олбриттон Ш ТИЛЛС Фурон, Юпе [8] Брок [1,2] Юпе [8] Хиллз [5,6] Хиллз [5,6] Юпе [8] Фурон Зондер [10] Менард [9] Зондер [10]
Примечание: несмотря на общее отсутствие документации, еще больше линеаментов было предположено, хотя
подробно они не описаны, и их основное подтверждение дают геологические карты.
проходят по границам тектонического
взаимодействия двух плит.
Одна из таких линий-сейсмическая
зона Маккуори - Новая Зеландия - Тонга,
протягивающаяся на расстоянии около 60°
(7000 км). Особое геологическое значение
имеет сейсмическая зона Новая Гвинея-
Соломоновы острова, почти совпадающая
с андезитовой линией.
Меридиональный отрезок срединного
хребта Южной Атлантики от экватора до
острова Гоф прямолинеен и составляет 45°
(5000 км). Искривление этого срединного
хребта достигает 5° или приблизительно
10%.
Самый протяженный сейсмический пояс
тянется по прямой, если пренебречь не-
большими отклонениями, от Азорских
островов к Исландии и Шпицбергену, через
Арктику к устью Лены, далее через се-
веро-восточный край Азии к устью Амура,
затем через северную часть Японии и
желоб Бонин к Марианским островам
всего на протяжении 135°. Сравнимый по
масштабу сейсмический линеамент прости-
рается от острова Пасхи, через Огненную
Землю и петлю Южных Сандвичевых
островов к хребту Буве и далее к острову
Родригес и архипелагу Чагос-протяжен-
ность его составляет также 135°.
Структуры больших кругов. Если длина
линеамента превышает треть длины боль-
шого круга Земли, то имеет смысл рассмот-
реть продолжение линеамента по боль-
шому кругу и попытаться найти какие-либо
дополнительные особенности, приурочен-
ные к этой линии. Азорско-Марианская
сейсмическая зона проходит по районам,
примерно соседствующим с четырьмя щи-
тами-Ангарским, Австралийским, Антарк-
тическим и Бразильским. Стабильность
таких щитов является фактором, контроли-
рующим некоторые из более выраженных в
определенных местах ориентированных
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
301
структур, даже если они не охватывают
весь земной шар-.
Классификация линеаментов или ориен-
тированных зон по их азимутам будет не-
правомерной в отношении тех форм, кото-
рые признаются структурами большого
круга, так как вдоль них можно сделать
полный кругооборот и азимут простирания
становится неопределенным, исключая
меридианные круги и экватор: например,
северо-западное простирание такого линеа-
мента в точке восточного полушария сме-
нится на северо-восточное простирание в
штиподной точке, а в промежутке прости-
рание имеет разные значения.
Щитовой круг был описан как структур-
ный большой круг, касающийся щитов
четырех континентов: Канадского, Бра-
шльского, антарктического, Южно- и Вос-
точно-Китайского щита. Его называют
I акже экватором пары узлов, один из кото-
рых является центром выраженной симмет-
рии и также геоморфологическим центром
континентального полушария Земли, отме-
ченным на суше в районе Тибести магмати-
ческим комплексом, который заслуживает
более пристального внимания.
Оси или бнсекторные линии. Юпе [8] в
качестве примера структурной линии вы-
брал линию, соединяющую Красное море и
Исландию. Береговые разломы Красного
моря указывают на несколько преобладаю-
щих направлений с разбросом около оси
ной тектонической структуры. Ось Крас-
ного моря допускает, однако, анализ более
общего эффекта. Зональность того типа, на
который указывал Юпе, может показаться
настолько прерывистой, что ее существо-
вание вызовет сомнения, особенно ввиду
широкого разброса направлений. Продол-
жение на северо-запад оси Красного моря,
хо1я и проходящей через трог самого моря,
следует через складчатую зону Динарид,
систему разломов Германии, вулканичес-
кие Фарерские острова к пересечению со
Срединно-Атлантическим хребтом в райо-
не Исландии.
Если согласиться с тем, что ось текто-
нической структуры, введенная просто для
) юбсгва, имеет, однако, самостоятельное
1скюническое значение, то поучительно
рассматривать длинную ось континента в
качестве результирующей формы некото-
рого комплекса линеаментов Считается
неслучайным совпадением то, что самая
длинная континентальная ось почти про-
должает наиболее длинную океаническую
ось: континентальная ось длиной 150° про-
ходит от Кейптауна на северо-восток до
окраин Азии, и длинная ось Тихого океана,
имеющая фактически ту же длину, соеди-
няет остров Хоккайдо с мысом Горн. Если
пренебречь загадочной нерегулярностью
сейсмической зоны в районе выступа Тонга
и считать, что юго-восточная оконечность
Тихого океана находится вблизи Австра-
лии, то океан будет иметь некоторую
степень симметрии, которую было бы
трудно выявить путем привычного изобра-
жения структур. Ось симметрии не должна
иметь искажений, если она показывает эту
высокую степень симметрии.
По-видимому, процедура использова-
ния больших кругов, делящих структуру
пополам, в качестве обычных символов
достаточно оправдана, если это помогает
устанавливать особые связи континентов с
океанами.
Юго-восточное смещение в форме трех
главных масс суши часто отмечается как
загадочное без каких-либо дальнейших
объяснений. Эти юго-восточные направле-
ния выражаются соответственно следую-
щими осевыми большими кругами.
1. Большой круг, проведенный через
центры Северной и Южной Америки,
является «щитовым» кругом, который в
Восточном полушарии отмечает простира-
ние прибрежных гор Восточной Азии.
2. Большой круг, разделяющий Африку
и Гибралтар и проведенный через Мада-
гаскар, следует к месту своей антиподной
точки по простиранию системы Новая
Зеландия-Тонга, о которой говорилось
выше.
3. Большой круг, проходящий через
складки Байкала и центр Австралии (Алис-
Спрингс), также является бисектором
Южной Америки.
Береговые линеаменты. Прямолинейные
отрезки береговой линии континентального
склона любого континента, несомненно,
можно считать линеаментами. Одной из
наиболее выраженных форм такого типа
302
СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
яв^гягтся край континентального шельфа на
восточном берегу Южной Америки, кото-
рый уже упоминался. Аналогично очерчены
континентальные склоны северо-западного
берега Австралии, юго-востокг Африки,
западного берега Чили (в данном случае в
соответствии с простиранием Анд), побе-
режья Мексики вблизи Акапулько, восточ-
ного берега Гренландии и западного берега
Индии. Строго линейный континентальный
склон востока Южной Америки попадает
на большой круг, с высокой точностью
преходящий через береговую линию Мав-
ритании.
Особое значение имеет тот случай,
когда прибрежный или океанический линеа-
мент рассекает берег и прослеживается в
проекции на одну линию внутри конти-
нента как элемент структуры. Например,
таково расположение мозамбикского бере-
га вблизи Бейра, располагающегося на
одной линии с озером Ньяса, и берега
Сомали, продолжающего протяжение де-
прессий рифтов Луангва-Мид-Замбези и
хребта Ганзи. Эти два примера из числа
многих других аналогичных форм, по-ви-
димому, дают адекватное обосноваэ ис
предположению о том, что континенталь-
ные склоны отмечают зоны разломов. И
действительно, поскольку в данном случае
речь идет о сочленении мощной континен-
тальной и тонкой океанической коры, эти
границы являются не чем иным, как фун-
даментальными структурными линиями
или структурными линеаментами.
Система линеаментов континентов. Бере-
говые линеаменты, отмечающие структур-
ный разрыв между океанической и конти-
нентальной корой, по размеру следует
отнести к формам высокого порядка. Их
простирания часто отражаются в структу-
рах, расположенных во внутренних частях
континента, например: река и бассейн Па-
рана параллельны краю восточного шельфа
Южной Америки, Б этнический залив па-
раллелен Простиранию каледонид побережья
Норвегии, линия Камерун-Тибести парал-
лельна берегам Мавритании и Сомали, на-
ходясь посредине между ними.
Зондер [10] указывал еше и на разрывы
между крупными линеаментами, состав-
ляющими некоторую систему. Эти проме-
жутки могут заполняться другими линеа-
ментами, которые меньше по длине, менее
протяженные и слабее выражены. Подоб-
ные вторичные линеаменты образуют
формы которые в свою очередь расчле-
няются. С увеличением масштаба можно
далее выделить линеаменты еще меньшего
размера. Таким образом, образуется сис-
тема линеаментов разного масштаба рас-
пределяющихся по некоторой иерархии.
Поскольку число вторичных линеаментов
превышает число первичных (более высо-
кого порядка) в пять или шесть раз, обычно
на данной карте отражаются линеаменты
не более чем двух последовательных поряд-
ков длины. Это представление о иерархии
линеаментов, охватывающей широкую
область масштабов, не нашло, однако,
общего признания.
Сближение и соединение линеаментов.
Отмечалось, что соединение двух структур-
ных линий может приводить к концентра-
ции магматической активности в области
их пересечения, которую называют узлом
или вихрем. Это-одно из птстейших
проявлений. Если параллельность линеа-
ментов друг другу проявляется в регио-
нальном масштабе (как и оказывается в
действительности; см. карту линейных эле-
ментов Восточной Азии, построенную Зон-
дером [10]) и при этом более крупные
линеаменты системы располагаю гея где-
нибудь в окрестности большого круга зем-
ного шара, то возникает картина сходя-
щихся линеаментов в направлении к двум
антиподным полюсам, узлам или верши-
нам, которые могут быть центрами интен-
сивной магматической активности. Приме-
рами являются магматический комплекс
Бушвелд и комплекс Тибести.
Линеаменты и металлогения. Мы не
видим ничего примечательного в тинеамен-
те типа горной цепи, подобной, например,
Андам, к югу от Африки, который прояв-
ляется так же как линия месторождений
меди, или типа Великой дайки в Зимбабве,
содержащей на всем своем протяжении в
700 км залежи хрома и платины. Однако, с
другой стороны, примечательно то, что
продолжение последней на юг рассекает
пополам бассейн Бушвелд, с которым
также связаны хром-платиновые месторож-
СКЛАДКА ВОЛОЧРНИЯ
303
гния, включающие ту же ось. Дальнейшее
продолжение этого линеамента на юг про-
ходит через кольцевую гравитационную и
магнитную аномалию, которая, по данным
бурения, оказалась связанной с породами,
аналогичными тем, что образуют комплекс
Бушвелд. Спроектированная на север, та же
линия пересекает Эфиопию, Иран и южную
часть Урала, и все эти районы относятся к
хром-платиновым провинциям. Этот
линеамент не имеет других структурных
подтверждений, кроме комплекса Буш-
велд Великая дайка, и остается чисто
ширическим наблюдением.
Линеаменты с проявлениями алмазо-
н< сности другого масштаба были отме-
чены в Анголе и Западной Африке. Медный
пояс на севере Зимбабве описывался как
двойной линеамент. Мейо показал зетку
линеаментов на металлогенических картах
западной части США.
Восточный край Австралийского щита,
между заливом Карпентария и городом
Аделаида, располагается фактически на
одной линии со всеми наиболее крупными
«тгралийскими жильными месторожде-
ниями цветных металлов; точно так же
юго-западный край Канадского щита (от-
меченный также линейной ориентировкой
озер) вместе с его дугообразным продол-
жением, сливающимся с Гренвиллским
фронтом, составляет одну из наиболее
богатых металлогенических зон Канады.
Линейная металлогеническая провинция и
01 раина этого щита, по-видимому, генети-
чески связаны между собой.
Б. Б. Брок (В. В. Brock).
ЛИТЕРАТУРА
I Brock В. В., 1957, World patterns and linea-
ments, Geol. Soc. South Africa Trans, and Proc.
60, 127-160.
2. Brock В. B., 1958, Aspects of form and the frag-
mentation of the crust of a sphere, Geol. Soc.
South Africa Trans, and Proc. 61, 13-32.
3. Carey S. W., 1962, The Asymmetry of the Earth,
University of Tasmania, Publ. No. 138.
4 Fourmarier P., 1953, Quelques Reflections au
Sujet de la Symetrie du Pacifique et de la
Symetrie Eurafricaine, Proc. 7th Pacific Sci.
Congr., 9-14.
Hills E.S., 1947, Tectonic patterns in the earth’s
crust, Australia and New Zealand Assoc. Adv.
Sci. 26, 290-302.
6. Hills E. S., 1956, A contribution to the morpho-
tectonics of Australia, Geol. Soc. Australia Jour.
3, 1-15.
7. Hobbs W.H., 1904, Lineaments of the Atlantic
Border Region, Geo! Soc. America Bull, 15,
83-506.
8. Hupe P. 1958, Apercus sur le Re seau Rhegma-
tique de la Croute Terrestre. Bull. Trimestnel du
S. LG. 10(40).
9. Menard H. W., 1964, Marine Geology of the
Pacific. New York: McGraw-Hill, 271 p.
10. Sonder R. Л., 1956, Mechanik der Erde, Stuttgart.
11. Stevens A., 1926, World geometry of structure
lines, Geol. Soc. Glasgow Trans. 17, 440-463.
12. Veining Meiaesz F.A., 1934, Shear patterns of
the Earth’s crust, Am. Geophys. Union Trans.
28, 1-61.
СЖИМАЕМОСТЬ-см. УПРУГОСТЬ
И ЖЕСТКОСТЬ ГОРНЫХ ПОРОД
СИСТЕМА РАЗЛОМОВ -
см. РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
СИСТЕМА СКЛАДОК-
см СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
СКАГЛИЕВЫЕ (ЧЕШУЙЧАТЫЕ) ГЛИНЫ-
см. ХАОТИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА
СКВАЖИННАЯ ПРОБКА-
см. ИЗМЕРЕНИЕ НАПРЯЖЕНИЙ
В МАССИВАХ ПОРОД
СКВАЖИННЫЙ ДАТЧИК ДЕФОРМАЦИИ-
см. ИЗМЕРЕНИЕ НАПРЯЖЕНИЙ
В МАССИВАХ ПОРОД
СКЛАДКИ ВОЛОЧЕНИЯ
Термин складка волочения обозначает
складку определенного типа, имеющую мо-
ноклинную симметрию и обычно, хотя и не
всегда, развивающуюся на крыльях боль-
шой складки. Относительно тонкие слои,
образующие складки волочения, как пра-
вило, сложены некомпетентными (мяг-
кими, слабыми и податливыми) породами,
залегающими в свою очередь между ком-
петентными слоями (рис. 1).
Мощные компетентные слои, контроли-
рующие длину дуги бодьшой складки, мо-
304
СКЛАДКИ ВОЛОЧЕНИЯ
Рис. 1. Складки волочения в полосчатом неком-
петентном слое, находящемся между компетент-
ными слоями [1].
гут состоять, например, из кварцита. Меж-
ду ними слюдяные или глинистые сланцы
могут представлять некомпетентные слои,
а тонкая складчатость волочения будет об-
разовываться в песчанистом слое.
Моноклинная симметрия складок воло-
чения и их положение на крыльях больших
складок, где происходило скалывание, па-
раллельное слою (вдоль плоскости слои-
стости), показывают, что деформация ска-
лывания, параллельная слою со складкой
волочения, играет важную роль в их раз-
витии [2, 3, 6].
Этот послойный сдвиг, отличающий
складки волочения, делает их важным сред-
ством тектонического анализа. По залега-
нию складок волочения можно судить о
положении замков антиклиналей и синкли-
налей в главных складках, что важно, когда
главные складки невидимы, например, в
отдельных обнажениях или сильно сжатых
слоях.
В серии складок волочения оси часто
расположены почти параллельно оси глав-
ной складки, с которой ассоциируется дан-
ная серия. В таких случаях складки воло-
чения называются конгруэнтными [2].
Складки волочения с осями, существенно
непараллельными оси главной складки, на-
зываются инконгруэнтными.
Хотя послойное скалывание важно для
развития определенной моноклинной сим-
метрии складок волочения, невероятно,
чтобы образование этих складок объясня-
лось только сдвиговой деформацией. Тео-
рия и эксперименты [4, 5] показывают, что
не менее важную роль играет состав-
ляющая сжимающих напряжений, парал-
лельная плоскости слоистости. Из анализа
экспериментов следует, что при сжатии па-
раллельно этой плоскости происходят изги-
бание, укорочение и утолщение слоев. Срав-
нительная степень этих типов деформации
зависит от контраста в компетентности
слоев и окружающих пород.
С ростом компетентности слоя относи-
тельно соседних слоев возрастает доля про-
дольного изгиба по сравнению с укоро-
Рис. 2. Развитие складок волочения в тон-
ком компетентном елее (например, песча-
нике), погруженном в некомпетентные по-
роды (например, глинистый сланец), за-
легающие между двумя мощными слоями
компетентных пород (например, известня-
ка) [5].
СКПАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
305
чением и утолщением. Следовательно, в
многослойном комплексе наиболее компе-
тентные слои стремятся изгибаться под
действием сжимающего напряжения, парал-
лельного плоскости слоистости, а менее
компетентные слои деформируются в пер-
пендикулярном направлении с утолщением
или утонением. Однако с продолжением
процесса сжатия менее компетентные слои
также проявляют продольный изгиб, на-
растающий с усилением сжатия. На этой
стадии позднего изгиба первоначальные
образования продольного изгиба превра-
щаются в зоны скалывания и соотве тствен-
но наклоняются вдоль крыльев позже раз-
вивающихся складок (рис. 2).
Таким образом, согласно данной мо-
дели, для развития складок волочения не-
обходима деформация, включающая ком-
поненты как касательных, так и сжимаю-
щих напряжений. Обе они играют одина-
ково важную роль.
Ханс Рамберг (Hans Ramberg, Box
555, S-751 22, Uppsala 1, Sweden).
ЛИТЕРАТУРА
1 Billings M. P., 1972, Structural Geology, New
York: Prentice-Hall, 606 p. (Имеется русский
перевод: Би минг М. П. Структурная геология,
М„ ИЛ, 1949, 431 с.)
Hills E.S., 1953, Outline of Structural Geology.
London: Johns Wiley, 502 p. (Имеется русский
перевод: Хиллс Е. Очерки структурной гео-
логии, М.. ИЛ, 1954, 174 с.)
1 Nevin С.М., 1949, Principles of Structural Geo-
logy, New York: John Wiley, 410 p.
4 Ramberg H., 1959, Theoretical and experimental
studies of ptagmatic folding, Norsk Geol. Tidsskr.
39, 99
5. Ramberg H, 1963, Fluid mechanics of viscous
buckling applicable to folding of layered rocks.
Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull. 47, 484.
6. van Hise C. R. and Leith C.K., 1911, The geology
of the Lake Superior Region, U.S. Geol. Surv.
Mon. N 52, 123.
СКЛАДКИ
И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Представления о складкообразовании ох-
ва 1 ывают геологические процессы, в ре-
•ультате которых поверхности раздела в
породах изгибаются в какой-то период вре-
мени после образования пород. Возникаю-
щие при этом складки изменяются по фор-
ме от синусоид (рис. 1) до различных дру-
гих типов, в том числе с плоскими поверх-
ностями, резко изменяющими направление
залегания (рис. 2). Складки-один из
наиболее общих типов структуры. Их раз-
меры изменяются в значительном диапа-
зоне (рис. 3 и 4). Складки захватывают
различные виды поверхностей в породах:
поверхности стратификации (наиболее
обычные маркирующие границы), кливажа,
расслоенности, разломов и трещин. Склад-
ки возникают в разнообразной геологи-
ческой обстановке, но большинст во из них
являются результатом интенсивной текто-
нической деформации в орогенических
поясах.
Складки-трехмерные структуры, и ка-
кая-либо одна из них обычно затрагивает
большое число поверхностей в породах,
осложняющих ее общую форму. Описа-
тельная характеристика складок включает
их геометрию (форма, размер) и ориен-
тацию, определяемую географическими
координатами геометрических параметров.
Детальное описание складок требует слож-
ной терминологии, и многие термины из
старой литературы теперь не применяются
[6]. Кроме того, современные теоретиче-
ские и экспериментальные исследования [8]
показали, что многие прежние идеи о ме-
ханизме образования складок являются
слишком большим упрощением.
Описание отдельных складок. Этот раз-
дел основан главным образом на работах
Флети [6], Рамзи [8], Тернера и Вейсса
[Ю].
Элементы отдельной складки. Цилинд-
рическая складка геометрически представ-
ляется цилиндрической поверхностью, ко-
торую можно вообразить как след посту-
пательного перемещения прямолинейной
образующей постоянной ориентировки. Ось
складки (образующая) имеет определенное
направление и по-разному ориентируется
относительно поверхности рельефа. Сред-
нее положение этой оси определяется из
построения п- или 0-диаграмм (см. Стерео-
графическая проекция). Нецилиндрические
складки могут быть коническими - их обра-
зующие пересекаются в одной точке. Для
структурного анализа многие нецилипдри-
XI 490
306
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Рис. 1. Дисгармоничные округлые складки амфиболитовых прослоев в полевошпатовом гнейсе
(льюис, Скаури, Шотландия; длина масштабной полоски 15 см).
ческие складки можно приблизительно раз-
бить на участки цилиндрической и кони-
ческой поверхностей.
Сечение, перпендикулярное оси цилинд-
рически свернутой поверхности, дает по-
перечный разрез складки. На нем поверх-
ность складки имеет вид искривленного
следа с несколькими точками перегиба, и
между каждыми двумя из них обычно нахо-
дится шарнирная точка, в которой дости-
гается максимальная кривизна (рис. 5, а).
Определение точек перегиба для складок
специального вида иллюстрируется на
рис. 5, б и в. Реже вместо точек шарнира и
перегиба образуются точки излома. Гео-
метрические места точек шарнира и пере-
гиба во всех сечениях называют соответ-
С1 венно шарнирными линиями отдельных
складок и линиями перегиба, разделяющими
складки (рис. 6). Многие складки имеют
единственную шарнирную линию (рис.
6, А), другие - несколько (рис. 6, £).
Складка имеет шарнирную зону и два
крыла. На рис. 7 даны альтернативные оп-
ределения, иногда используемые в литера-
туре
Форма отдельной склаочатой поверх-
ности в основном определяется формой
профиля, которая зависит от четырех
параметров:
1. Размер шарнирной зоны относительно
размера складки.
2. Кривизна шарнирной зоны.
3. Кривизна крыльев складки (при любом
определении!.
4. Двугранный угол-минимальный угол
между крыльями.
Для полного описания формы складки
Рис. 2. Зигзагообразные складки в тонкослоистом песчанике (карбон. Корнуолл, Англия; фотография
Рамзи).
Рис. 3. Крупномасштабная погружающаяся антиформа (Кух-и-Пабда, Иран; фотография фирмы
«Аэрофилм»),
20*
308
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Рис. 4. Мелкомасштабные складки в шлифе филлита (фотография Рамзи).
Рамзи предложил два параметра Рх и Р2
(рис. 8):
Сумма длин проекций крыльев
(определение Рамзи) на iti2
Длина проекции шарнирной зоны
на
Максимальная кривизна
складки
2 =
Кривизна окружности
с диаметром ц i2
Здесь Pt зависит от характеристик, указан-
ных в пп. 1, 3 и 4, а Р2-от характеристик в
пп. 2 и 4.
Угловая, субугловая, округлая формы-
термины, качественно описывающие обыч-
но форму шарнирной зоны. Кривизна
крыльев складки редко характеризуется
какими-либо особыми терминами, кроме
прямая или криволинейная складка. На-
пряженность (степень сжатия) складки оп-
ределяется величиной двугранного угла
(рис. 9), на которую также указывают ме-
нее употребительные термины веерообраз-
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
309
в Дуга ab имеет постоянную кривизну
Рис. 5. Точки шарнира, перегиба и излома на
профилях складок различной формы.
Шарнирная линия
Линия перегиба
Рис. 6. Шарнирные линии и линии перегиба.
Л отдельная складка; К-складка с двумя шар-
нирами. Складка не может иметь больше двух
пиний перегиба.
шарнирная зона
(точные границы
не определены)
(общее для двух
смежных складок)
(кривизна меньше,
чем у окружности
диаметром
Шарнирная зона
(кривизна больше,
чем у окружности
диаметром
Рис. 7. Определения шарнирной зоны и крыльев,
о-см. [6], б см. [8].
ная или гребневидная складки. Первая из
них имеет обращенный двугранный угол, а
у второй отсутствуют точки перегиба, и ее
сжатие определяется углом излома между
касательными к поверхностям складки.
Трехмерная поверхность складки обра-
зуется как след перемещения ее профиля
параллельно шарнирной линии, причем
форма профиля может варьировать. Ни-
какая складка не является истинно ци-
линдрической и не протягивается до бес-
конечности в обоих направлениях; обычно
линии перегиба и шарниры где-то сходятся
в некоторой точке, за которой складка
исчезает (рис. 10). Точка сходимости мо-
жет находиться где-либо на шарнирной
линии. Полное описание подобных склад-
чатых форм требует сложной термино-
логии. Основные вариации форм можно
указывать, характеризуя шарнирную ли-
нию как прямолинейную или искривленную
в плоскости, либо в пространстве [10].
Если форма поверхности искажается ря-
дом складок, то ее можно описать, ука-
зывая форму огибающей или срединной по-
верхности (рис. 11, а). Складка называется
симметричной, если проекция шарнирной
310
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Двугранный угол
или угол изломи
Напряженность складки
Веерообразная
Округлая
с-----
Угловатая
Невозможна
Гребневидная
Рис. 9. Характеристики степени сжатия складок, определяемой по двугранному углу или углу излома
замка.
линии на срединную поверхность делит
пополам расстояние между соседними точ-
ками перегиба; в противном случае складка
асимметрична (рис. 11,6, в).
Размеры отдельных складок. Размер
складки принято указывать терминами
вторичная или главная, мелко-, средне- и
крупномасштабная, или более конкретно:
микроскопическая -вся структура видна
лишь под микроскопом,
мезоскопическая-вся структура наблю-
дается невооруженным глазом,
макроскопическая-вся структура пря-
мому наблюдению не поддается.
Длина волны и амплитуда складки также
используются для характеристики ее раз-
Рис. 10. Исчезновение одной складки (показало
точечным крапом) при схождении линий шарни-
ра и перегиба.
6 Симметричные складки’
1,Х=Х1г; <гу=у/3
в Несимметричные складки
Рис. 11. Форма профиля поверхности складки с
двумя огибающими поверхностями и срединной
поверхностью, проведенной через точки переги-
ба. Огибающие поверхности не обязательно
проходят через шарнирные линии.
меров, но в расширенном математическом
смысле. Рамзи [8] определяет эти понятия с
помощью соответствующих расстояний
вдоль огибающей и срединной поверхно-
стей (рис. 12). Иногда полезно установить
длины крыльев или других связанных с
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
311
Рис. 12. Амплитуда и длина волны несиммет-
ричных складок (более полное рассмотрение да-
но в [8]). А амплитуда; W длина волны; i -точ-
ки перегиба.
ними параметров [6]. Размер складки в
направлении, перпендикулярном ее про-
филю, задается длиной шарнирной линии.
Элементы складчатой пачки слоев. Ес-
тественные складки охватывают серии
слоев, разделенных граничными поверх-
ностями. Через шарнирные линии на этих
поверхностях, образующих единую склад-
чатую структуру, проходит так называемая
осевая поверхность, или плоскость. Термин
шарнирная поверхность, однако, более ло-
гичен (рис. 13). Осевую плоскость лучше
определить как вычисленную поверхность,
близкую к оси [4]. Складки с многократ-
ными шарнирными линиями имеют боль-
ше одной шарнирной поверхности (поли-
клинальные складки). Множества точек пе-
региба на каждой складчатой поверхности
определяют поверхности перегиба, отде-
ляющие индивидуальные складки (рис. 13).
Переменная кривизна шарнирной зоны
и крыльев граничных поверхностей слои-
стой пачки отражает вариации в мощности
слоев, обусловленные складкообразова-
нием. Эти вариации можно охарактери-
зовать тремя взаимосвязанными парамет-
рами, измеряемыми на профиле (рис. 14):
ta- ортогональная мощность слоя между
касательными, проведенными к граничным
поверхностям равного наклона;
Та-расстояние между указанными каса-
тельными по линии, параллельной шар-
нирной поверхности;
а-наклон касательных, определяемый как
угол между касательной и нормалью к
шарнирной поверхности.
Рамзи [8] ввел два параметра, связы-
вающие величины ta и Та с их значениями
на шарнирной поверхности (г0 = То)
= *аАо< ~^а ~
312
СКЛАДКИ и СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Рис. 13. Шарнирные поверхности и поверхности
перегиба тля серии складчатых слоев.
Рис. 15. Изогоны падения на профиле единой
складки, связанные с двумя системами касатель-
ных плоскостей к последовательным складчатым
поверхностям.
Рис. 14. Характеристики мощности складчатого
слоя t и Т.
Тип IA
Изогон* мш сходятся
; ta >1
Ta>TD; Та>хса
Тип IB
Изогоны сгодятся
ta=tBi t'a‘t
Та>Т0 \ Гезеса
Гил IC
Изогоны слегка сходятся
ta<tB‘. f>t'a>cosa
Та>Т0; seca>Td>l
Тип 2
Параллельные изогоны
ta<t0; ta^osa
Га = Т0-,Т^1
Рис. 16. Классификация форм складок на основе
параметров мощности f, Т и сходимости изогон
падения [8].
ТипЗ
Изогоны расходятся
ta<t0 i t^cosa
Та<Т0;Т^1
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
313
Формы складчатой пачки слоев. Точки
касания множества параллельно проведен-
ных касательных к серии граничных по-
верхностей, входящих в общую складку,
определяют линии на профиле, называемые
изогонами падения (рис. 15). Существует
пять типов складчатых форм, разбитых на
три класса в соответствии с наклоном изо-
гон падения относительно следа шарнир-
ной поверхности. Положения изогон про-
слеживаются в направлении от наружных к
внутренним дугам складчатых слоев
(рис. 16). Более сложные формы возникают
в чередующихся слоях, смятых в складки
разных классов формы, или в одном слое,
когда тип складчатости сменяется вдоль по
простиранию. Эти сложности выявляются
по картине изогон падения.
Хотя приведенная классификация форм
позволяет достаточно точно описать склад-
ки, во многих случаях полезно иметь и ряд
более свободных терминов для характерис-
тики широкого множества естественных
складчатых форм. Определения таких тер-
минов иллюстрируются на рис. 17. Тернер
и Вейсс [10] классифицировали трехмер-
ную геометрию складок по форме шарнира
и шарнирной поверхности (табл. 1).
Залегание складок. Элементами залега-
ния прямолинейных цилиндрических скла-
док обычно считают падение и простирание
шарнирной поверхности, а также угол по-
гружения (воздымания) и азимут шарнира.
На рис. 18 и 19 показана широкая область
элементов залегания и приводится соответ-
ствующая терминология. Лежачие положе-
ния складок характеризуются лишь погру-
жением их шарниров, что создает трудно-
сти при описании некоторых случаев зале-
1 ания.
Полное определение элементов залега-
ния включает также ориентацию крыльев
складки. Указывают обычно их падение и
рс стирание, но часто используется и менее
точная терминология. Нейтральные склад-
ки замыкаются по бокам и описываются
как вертикальные и опрокинутые, или ле-
жачие, в зависимости от падения осевой
плоскости (рис. 20). Покровная складка-
крупная и лежачая складка (см. Покров).
Перевернутыми или опрокинутыми склад-
ками называют складки с крыльями, пада-
Округлые шарниры
Подобные,
в идеальном случае T^=t,
но включаются и случаи
Тл*1,
значительная непрерывность
е смежных слоях
Параллельные
(концентрические),
в идеальном случае t'a=1,
но включаются и случаи
ограниченная непрерывность
в смежных слоях
Коробчатые,
кратные шарниры,
тип параллельных складок,
ограниченная непрерывность
Угловь е шарниры, плоские крылья
(идеальныйслучай ta = T^=f)
Угловатые
(шевронные)
Симметричные
Значительная непрерывность
Зигзагообразные
Несимметричные
Значительная непрерывность
Сопряженные
Пересекающиеся кинкбанды
Кратные шарниры
Значительная непрерывность
Рис. 17. Характеристики широко распространен-
ных форм складок (в разрезе).
ющими в одну сторону. Наклоненные
складки с крыльями, падающими в проти-
воположные стороны под разными углами,
называют асимметричными, но такое опре-
деление не всегда используется [10]. Моно-
клиналь -парная складчатая структура с
двумя горизонтальными крыльями и свя-
зывающим их наклонным сегментом.
Залегание складок, отличающихся от
прямолинейных цилиндрических, сложное,
и в подобных случаях обычно рассматри-
вают приблизительно цилиндрические
участки сложной структуры. Некоторые
простые типы таких структур имеют спе-
циальные названия, например:
314
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Таблица 1 Геометрическая классификация складок flU]
Шарнирная Шарнир
поверхность ___________________________________________________________________
прямолинейный криволинейный криволинейный
в плоскости в пространстве
Плоская Плоская цилиндриче- Плоская нецилиндри-
ская ческая
Криволинейная цитинд- Неплоская цилиндри- Неплоская нецилиндри-
рическая ческая ческая
Криволинейная неци- Неплоская нецилиндри-
линдрическая ческая
30
Слабо
наклоненные Лежачие
30
Субгори- О
зонтальные
10
1^0
умеренно
погружа-
3 ющиеся
Падение осевой, поверхности,
круто наш- Умеренно
Прямые ненные наклоненные
S0 ВО 60
% 60
^3
Круто
погружа-
ющиеся
80
Субверти-
кальные
90
Рис. 18. Термины, характери-
зующие залегание складок на
основе залегания шарнира и
шарнирной поверхности.
Вертикальные
складки
Все складки ниже этой
линии наклонны
ч полого югру-
хающиеся
Рис. 19. С^ереографичестая сетка для определе-
ния элементов залегания складок. Направление
отсчета НН простирание шарнирной поьерх-
ности. /-вертикальные; 2-наклонные опроки-
нутые; 3-лежачие; 4-наклонные; 5-прямые; 6-
падение шарнирной поверхности (10е, 30°, 60°,
80г); 7-погружение шарнира (10°, 30°, 60°, 80°);
S-80-ный наклон шарнирной линии.
I2
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
315
Рис. 20. Залегание складок, опре-
деляемое по залеганию прямой
горизонтальной антиформы: уве-
личение погружения (от центра
вверх), уменьшение падения шар-
нирной поверхности (от центра
вправо вниз) и уменьшение па-
дения шарнирной поверхности
при одновременном увеличении
наклона шарнира (от центра
влево вниз). Дальнейшие пово-
роты складок во всех случаях
приведут к сравнимым сериям
синформ [6}
Пряма»
и погружающаяся
купол- антиформа без шарнирной ли-
нии; слои падают наружу по всем направ-
лениям от точки зенита;
бассейн -синформа без шарнирной ли-
нии; слои падают внутрь со всех направле-
ний к точке надира.
В складках с субгоризонтальными шар-
нирами иногда различают линии гребня и
киля. Они соединяют соответственно наи-
высшие для антиформы и наинизшие для
синформы точки, но не обязательно совпа-
дают с шарнирными линиями. Эти линии
могут иметь максимальное удаление или
приближение к поверхности рельефа (рис. 21).
Линии гребня и киля на множестве складча-
тых поверхностей образуют соответствен-
но гребневые и килевые поверхности.
Складки обращены в том же направле-
нии, в каком и слои шарнирной зоны (в
направлении стратиграфически более моло-
1'ис 21. Гребневая линия (се), килевая линия (АА) и линия перегиба (п) на складчатой поверхности [8]
316
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Направление
замыкания
АНТИКЛИНАЛИ СИНКЛИНАЛИ
(стрелки указывают направление обращения
слоев)
Верх
(антиформы)
Антиформная антиклиналь Антформная синклиналь
(обращенная вверх (Обращенная вниз
антиформа) антиформа)
Бок
(нейтральные)
Низ
(синформы)
Синформная антиклиналь
(обращенная вниз
синформа)
Синформная синклиналь
(обращенная вниз
синформа)
Рис. 22. Термины, в основу которых по-
ложены направления обращения и замы-
кания складок.
дых слоев). Если слои обращены в направ-
лении от внутренней части (ядра), то струк-
тура называется антиклиналью, если от
внешней части (или к ядру оболочки)-
синклиналью. Эти термины используются
лишь в том случае, когда известен возраст
пород, образующих складки. В природе
складки с обращением наружу встречаются
несравненно чаще, так что часто антифор-
мы-это антиклинали, а синформы синк-
линали. Сочетания этих терминов с направ-
лением замыкания и стратиграфической
ориентацией складок показаны на рис. 22.
Общий рисунок складчатости. Регуляр-
ность в моноскладчатых системах. Склад-
чатая система определяется здесь как се-
рия складок разных форм, ориентаций и
размеров, но образовавшихся при одном и
том же непрерывном эпизоде деформации.
В одной такой системе взаимосвязаны инди-
видуальные складки, а в разных системах
независимы [6]. В системе все складки
конгруэнтны - их шарниры и шарнирные
поверхности параллельны между собой и
имеют согласованные вариации залегания.
Инконгруэнтные складки не связаны ориен-
тацией. В типичной структуре конгруэнт-
ных складок главная складка возмущена
паразитическими складками, создающими
характерные картины на обоих крыльях и в
шарнирной зоне основной складки. В про-
филе структуры, по направлению от оси
складки, эти вторичные возмущения изоб-
ражают начертания букв и соответственно
называются S, М- и Z-складками (рис. 23).
Особенности картины вторичной складча-
тости помогают выяснению сложного
строения крупномасштабных складок [8].
В пространстве некоторые нецилиндри-
ческие (эшелонированные) складки имеют
систематическую картину регулярно сме-
щенных относительно друг друга шарни-
Рис. 23. Конгруэнтные паразитические складки
на главной складке с профилями 5, М, Z и
картина, видимая в обнажении.
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
317
Рис. 24. Эшелонированная складчатость, а-правосторонняя эллиптическая картина; б-правосто-
ронняя зигзагообразная картина. Над блок-диаграммами показаны проекции структур в плане [7].
ров. расположенных в удлиненных зонах
(рис. 24). Некоторые типы поперечной
< кладчатости включают две системы скла-
док, образовавшихся одновременно в об-
шей структуре (см. Поперечная складча-
тость).
Регулярность наложенных складчатых
< истем. Если система неконгруэнтных
складок, возникающая при деформации,
накладывается на ранее существовавшую
i истему, то образуется сложная регулярная
картина [8]. Она изменяется в зависимости
от масштабных и пространственных связей
между наложенными системами (рис. 25).
Например, если масштаб поздних складок
меньше, чем ранних, то образуется карти-
на, в которой вторичные складки некон-
। руэнтны с главными (рис. 25, а). При
одинаковом масштабе наложенных систем
ио «пикает интерференционная картина, ха-
рактер которой зависит от угловых соотно-
шений между системами складок (рис. 25,
о <•). Если поздние складки по масштабу
крупнее ранних, то картина последних сох-
раняется, но результирующая ориентация
определяется поздними складками (рис. 25,
д).
Нерегулярность. В дисгар моничной
складчатости отсутствует согласие между
складками в последовательной серии слоев.
Часто это несоответствие является резуль-
татов геометрии параллельных и коробча-
тых складок (рис. I, 26, а, 6). В крупно-
масштабных образованиях эта складча-
тость свойственна породам с заметно раз-
личающимися физическими свойствами в
чередующихся мощных отдельных слоях
(рися 26, в) (см. Срыв). В крайних случаях
возникают очень нерегулярные вариации в
ориентации шарнирной линии, шарнирной
поверхности и мощности слоев (рис. 26, г).
Подобные структуры называют нерегуляр-
ными или конволютными. Некоторые дру-
гие термины (например, складки течения)
содержат нежелательные генетические ука-
зания. Особый тип складчатости иногда, но
Стратиграфия
Наиболее молодые
породы
Складки.
ЫЪАГ Вторичные
складки
Следы шарнирной
поверхности
----Ранняя складчатость
— —Поздняя складчатость
Рис. 26. Картины дисгармоничной складчатос-
ти. а -межслойный псаммит и пелит (Арисейг,
Шотландия); б коробчатая складчатость (схема-
тически); в влияние некомпетентных соляных
слоев на складчатость, Иран (Лис, 1952 г.); г
межслойный псаммит и пелит (Глен-Оррин, Шот-
ландия) [6]; д - птигматитовые складки [8]. 1
более компетентные слои; 2- менее компетент-
ные слои.
Наиболее древние
породы
Рис. 25. Структуры наложенной складчатости,
а-на первичные крупномасштабные складки на-
ложена мелкомасштабная складчатость; б-пер-
вичные и вторичные шарнирные поверхности
круто наклонены к поверхности обнажения, шар-
ниры субпараллельны этой поверхности; в—пер-
вичные шарнирные поверхности наклонены к
поверхнсти обнажения.
вторичные шарнирные
поверхности субпараллельны поверхности обна
жения; г первичные и вторичные шарнирные
поверхности и шарниры субпараллельны поверх
ности обнажения; д ранние
набольшие
складки
повернуты в результате последующего крупно-
масштабного складкообразования.
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
319
Рис. 27. Синклинорий и антиклинорий, земля Рейнланд-Пфальц, ФРГ [7].
не всегда, нерегулярного внешнего вида,
сминающий кварцполевошпатовые жилы в
мигматитах, называется птигматитовы и
(рис. 26, е).
Региональные закономерности. Термины
антиклинорий и синклинорий обозначают
очень крупные структуры с региональным
смыканием изгибающихся пластов соот-
ветственно вверху и внизу (рис. 27).
В региональном масштабе складчатые
системы делятся на два типа [1]. Непрерыв-
ная или голоморфная складчатость характе-
ризуется складками, захватывающими ши-
рокую площадь, с одинаковым развитием
антиформ и синформ, общим простира-
нием шарниров и согласованным падением
шарнирных поверхностей. В большом
масштабе непрерывная складчатость часто
характеризуется изменчивыми элементами
ылегания. В прерывистой или идиоморфной
складчатой структуре единичные складки
разделены между собой недеформирован-
ными зонами, имеют неодинаково разви-
1ые анти- и синформы, заметно различаю-
щиеся азимуты шарниров и падения шар-
нирных поверхностей.
Образование складок. Современные
нн ляды на механизмы образования скла-
док основаны на работе Сандера ([9], см.
икже [10]), а также на более поздних
н-'фслических п экспериментальных иссле-
шваниях Рамзи [8], де Ситтера [3] и др.
(см. Экспериментальные методы опреде ге-
ния деформаций). Зарождение и раз-
витие складчатости контролируется не-
сколькими основными деформационными
процессами, которые в комбинации друг с
другом и с физическими свойствами пород
приводят к различным типам складча-
тости.
Деформационные процессы. При дефор-
мации частицы пород изменяют свои поло-
жения в пространстве в результате смеще-
ний по разным направлениям (компонен-
там смещений) [9] (см. Деформация и Рео-
логия горных пород). Эти смещения в об-
щем случае создают трансляцию, враще-
ние, дилатацию и дисторсию элементов
породы. Результирующая конечная дефор-
мация часто неоднородна и исключительно
сложна. Ранее существовавшие поверхно-
сти в породах играют роль маркеров де-
формаций и образуют складки, но они не
полностью отражают изменения напряжен-
ных состояний в различных частях породы.
Часто предполагается, что в малых обла-
стях в первом приближении деформация
однородна. Кроме того, процесс складко-
образования рассматривается как двумер-
ная деформация в разрезе складки и ре-
зультат идеальных механизмов чистого и
простого сдвигов, при которых отсутствуют
изменения площади.
Образующиеся в породах складки сох-
320
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
раняются, если деформация является неуп-
ругой (см. Упругость и жесткость горных
пород). Хрупкое разрушение на макроско-
пическом уровне само по себе не способно
вызвать складкообразования; при этом
происходят по крайней мере трансляция и
вращение фрагментов породы. Обычному
складкообразованию свойственно пласти-
ческое течение без потери сплошности по-
род. Течение может быть макроскопически
непрерывным и однородно распределяться
по всем породам, а также прерывистым
скольжением, сконцентрированным на от-
дельных параллельных поверхностях сме-
щений [4]. Масштабы этих двух типов
течения взаимосвязаны. С другой стороны,
возможно катакластическое течение -мак-
роскопически сплошное течение, сопровож-
дающееся микроскопическим разломообра-
зованием, размельчением и относительным
движением отдельных зерен.
Влияние физических свойств на складко-
образование. Слоистость пород либо дейст-
вует просто как маркер деформационного
процесса (пассивное складкообразование),
либо оказывает влияние на этот процесс
(активное, или флексурное, складкообразо-
вание) [4]. Будет ли в данной обстановке
протекать активное или пассивное складко-
образование, в основном зависит от эффек-
тов определенных физических переменных
в процессе деформации. Развитие складок
определяется геометрией и интенсивностью
приложенных напряжений, а также плас-
тичностью пород. Пластичность зависит от
температуры, всестороннего давления и
скорости деформации (см. Эксперимен-
тальные методы определения деформаций).
Для характеристики большей или меньшей
пластичности соседних слоев обычно при-
меняют термины соответственно компе-
тентный или некомпетентный слои.
Ск юОкообразование в слоях однородной
пластичности. К несчастью, при определе-
нии механизмов складкообразования авто-
ры не пользуются единой терминологией.
Здесь мы приводим термины по работам
Доната и Паркера [4], Рамзи [8], Тернера и
Вейсса [10]; в других случаях-по Белоусо-
ву [1] и де Ситтеру [3].
В активном складкообразовании доми-
нируют механизмы флексуры (поперечного
изгиба) слоев, включающие течение или
скольжение в плоскостях раздела слоев,
часто являющихся зеркалом скольжения
(см. Зеркала скольжения и линии скольже-
ния). Пассивное складкообразование проте-
кает путем скольжения или течения под
углом к границам слоев. Донат и Паркер
[4] выделяют категорию квазифлексурного
складкообразования, характеризуя его не-
регулярным течением внутри и вкрест прос-
тирания слоев. Такими терминами, как
складкообразование течения или текучести,
которые раньше указывали на механизмы
подобного типа, теперь не следует по тьзо-
ваться, имея в виду общепринятое ныне
употребление понятия течения.
Основные комбинации деформацион-
ных процессов, обусловливающих различ-
ные механизмы складкообразования в от-
дельном однородном слое некоторой тол-
щины, приведены на рис. 28 и 24. Некото-
рые из этих механизмов получили специ-
альные названия, указанные на рисунках.
Складкообразование в слоях контраст-
ной пластичности. Современные работы по
этому сложному вопросу рассмотрены
Рамзи [8]. Здесь описаны лишь некоторые
важные аспекты. Отдельный слой, поме-
щенный в среду с более низкой вязкостью и
подвергнутый сжатию в направлении гра-
ничных плоскостей, начинает изгибаться
(рис. 30). Длина волны первоначальной
складки
/цЛ1'3
Wd = 2nt —
не зависит от сжимающего напряжения и
скорости деформации. Величина Wd про-
порциональна мощности слоя и зависит от
отношения вязкостей Ц1/р2- Таким обра-
зом, при одном и том же сжимаюшем
направлении в разных слоях с неодинако-
выми мощностями и вязкостями возни-
кают складки разных длин волн (рис. 31);
подобная складчатость наблюдается в дей-
ствительности. Интенсивность складко-
образования совсем не обязательно отра-
жает степень деформации (см. также С клад-
ки волочения). Соотношение, на котором
основаны эти выводы, выполняется лишь
при щ/ц2 > 10.
СКЛАДКИ и складкообразование
321
Складки излома.
Мокрослои повернуты,
скольжение между
мокрослоями,
разрушение в шарнирной
зоне
Чистая флексура,
дез течения
Дуги удлиняются
и укорачиваются
врезул -line хрупкого
разрушения
Скольжение по поверхностям
слоев
Пассивное скольжение
Скольжение на границах
микролитонов дез внутреннего
скольжения
Флексура течения
Касательная продольная
деформация внутри слоя,
скольжение по поверхностям
слоев
Пассивное скольжение
Скольжение на границах
микролитонов, последние
сплющены
Флексура скольжения
Скольжение по поверхностям
микрослоев;
вторичное скольжение
внутри микрослоев
Флексура течения
Сдвиговая деформация
внутри слоя,
скольжение на границах
по поверхностям слоев
Рис. 28. Механизмы активного складкообразо-
вания. Двумерная деформация внутри слоя по-
казана с помощью первоначально круглых объ-
ектов.
С ростом деформации сжатия складки
на границах двух материалов с разными
вязкостями изменяют свою форму и в ко-
нечном счете образуют отчетливую форму
ребневидных складок, вершины которых
направлены в сторону более вязкого мате-
риала (рис. 32). При достаточно малом
начальном значении отношения Wd/1 вели-
чина укорочения, допустимого при изгибе,
имеет предел (36%), и дальнейшее укороче-
ние сопровождается сплющиванием флек-
сурной складки (представленным в профиле
чистым сдвигом). При больших начальных
Пассивное скольжение
Скольжение на границах
микролитонов, простой
сдвиг микролитонов
Пассивное течение
неоднородный простой сдвиг
дез скольжения
Пассивное течение
Неоднородный простой сдвиг
с уплощением и дез
скольжения
Рис. 29. Механизмы пассивного складкообразо-
вания. Двумерная деформация внутри слоя по-
казана с помощью первоначально круглых объ-
ектов.
21 490
322
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
Рис. 30. Преобладающая длина волны Wd при
изгибе пластины толщиной t и с вязкостью щ в
матриксе с вязкостью ц2 [8].
Рис. 31. Продольный изгиб слоев различной вяз-
кости (|14 > ц2 > Из > Ms > Pi) ПРИ одной и той
же деформации сжатия [8].
значениях WJ t возможно укорочение более
36% с образованием веерообразных скла-
док.
Сплющивание вызывает заметное иска-
жение первоначальной формы флексурной
складки, включая преобладающее утонение
ее крыльев и развитие разрывов, ограничи-
вающих микролитоны [3]. Таким образом,
первоначальное флексурное складкообразо-
вание переходит в процесс пассивного
скольжения (рис. 33). В образование естест-
венной складчатости часто могут быть вов-
лечены несколько механизмов, действую-
щих с прогрессивным развитием деформа-
ции.
Если в многослойном комплексе вяз-
кость резко меняется от слоя к слою, то
поперечный изгиб более вязких слоев конт-
ролирует складкообразование, которое в
результате будет проявляться как флексур-
ное. При небольших скачках вязкости в
слоях более вероятно развитие пассивного
складкообразования. Донат и Паркер [4]
показали, как механизм складкообразова-
ния изменяется в зависимости от парамет-
ров средней пластичности и скачков плас-
тических свойств (рис. 34).
Связь механизмов складкообразования с
формой складок. Из предыдущих двух раз-
делов ясно, что детальный анализ складча-
Рис. 32. Форма флексурных складок на границе
двух материалов разной вязкости.
Рис. 33. Развитие микролитонов при продоль-
ном изгибе или разрушении компетентных слоев
[8].
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
323
Рис. 34. Области складкообразова-
ния, зависящие от средней и относи-
тельной пластичности слоев [4].
Контрастная пластичность
тых форм позволяет сделать некоторые
выводы, касающиеся механизма складко-
образования. В последних попытках сде-
лать это отразилась неразбериха в очень
упрощенной классификации форм складок,
включающей лишь параллельные или дру-
гие аналогичные типы. Теперь разработана
достаточно детальная геометрическая клас-
сификация, и методы построения изогон
падения дают мощное средство для более
глубокого исследования механизмов склад-
кообразования [8].
Идеальная складка излома (кинкскладка)
характеризуется угловым перегибом слоев,
разрывами вдоль шарнирных поверхностей
и относительными смещениями смежных
микрослоев. Величина ta = Та для нее пос-
тоянна, и геометрия описывается углова-
той, зигзагообразной или сопряженной
формами (ср. рис. 17, д-ж и рис. 28, а).
Эти складки лучше всего развиваются в
породах с тонкой осадочной или тектони-
ческой слоистостью (см. Эксперименталь-
ные методы определения деформаций и
Кинкбанды). Многие складки излома имеют
небольшую округлую зону перегиба слоев
(типа зон в параллельных и аналогичных
им складках) и постепенно переходят во
флексурные или пассивные формы.
Складка флексурного скольжения без
внутреннего искажения (рис. 28, б) имеет
постоянное значение 1а и, строго говоря,
относится к типу 1В (идеально параллель-
ные складки). Общая форма складок, пока-
занных на рис. 28, в (ср. рис. 16, 17, а, б),
приближается к типу 1В, но отдельные слои
имеют складки типа 1А и 1С переменной
длины соответственно на внешней и внут-
ренней дугах. На рис. 28, г показан тип
складчатости, промежуточный по механиз-
му и геометрии между только что указан-
ными типами и складками флексурного
течения. Последние по форме могут приб-
лижаться к типу 1В (ср. рис. 17, а, б, и 28, д).
Складки, возникшие первоначально в
процессах продольного изгиба, могут за-
тем изменить форму под действием других
механизмов деформации. Одна из важных
подобных модификаций возникает в ре-
зультате наложения однородной деформа-
ции (уплощения) параллельно шарнирной
поверхности параллельной складки (рис. 35),
что дает складку типа 1С. Из рис. 36
видно, что по мере сплющивания форма
этой складки приближается к типу 2, хотя
никогда не достигает его. Измерения пара-
метров ta и Та позволяют определить отно-
сительные вклады компонент флексуры и
сплющивания в общем механизме.
Идеально подобные складки (типа 20)
324
СКЛАДКИ и складкообразование
Рис. 35. Измерение фор-
мы параллельных складок
при сплющивании с глав-
ными квадратичными рас-
тяжениями Xt и Х2 [4].
могут образоваться только при пассивном
складкообразовании. Складки, приведен-
ные на рис. 29, а и б, неразличимы, если не
представлены маркеры деформаций, но они
отличаются от складок, изображенных на
рис. 29, в, так как изменение ориентировки
расслоенное™ отражается при простом
сдвиге внутри микролитонов. При отсутст-
вии маркеров деформации нельзя разли-
чить по механизмам формы складок на рис.
29, гид.
Почти все механизмы пассивного склад-
кообразования включают неоднородный
простой сдвиг параллельно шарнирной по-
верхности, но этот вопрос требует поясне-
ния. Рамзи [8] рассмотрел механизм с пе-
ременной деформацией на разных струк-
турных горизонтах. Однако идеальные
складки типа 2 редко встречаются в приро-
де, и многие из так называемых подобных
складок на самом деле могут быть сильно
сплющенными складками типа 1С и 3.
Общие формы складок типа 2 также могут
получаться при модифицированном флек-
сурном изгибании компетентных слоев
(1С), к которому приспосабливаются не-
компетентные слои, образуя тип 3 и в конце
концов создавая гармоничную складчатую
картину (рис. 37).
Связь складкообразования с напряже-
ниями. При рассмотрении действующих в
Рис. 36. Зависимость от а, показывающая об-
ласти типов складок. Формы уплощенных па-
раллельных складок даны кривыми в поле типа
1С. Рост сплющивания соответствует увеличе-
нию %/Х1Х2 [8].
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
325
Рис. 37. Изогоны падения на складках филли-
та [8].
складкообразовании напряжений отмеча-
ются неясные связи между силами, прило-
женными к породам (напряжениями), и их
деформационными эффектами. Поскольку
определить полностью состояние деформа-
ций в смятых породах обычно невозможно,
нет смысла рассматривать соответствую-
щие напряжения, исключая лишь некото-
рые общие соображения.
Как правило, поперечный изгиб связы-
вают с действием сжимающих напряжений
вдоль плоскости слоистости. Это предпо-
ложение, вероятно, справедливо в регио-
нальном масштабе, так как слои пород
первоначально залегают в основном гори-
зонтально, а напряжения в коре действуют,
по-видимому, по горизонтали и вертикали.
В масштабе отдельного наблюдения обна-
жений указанное предположение менее убе-
дительно, исключая особый случай сопря-
женных складок (см. Кинкбанды).
При анализе складок с шарнирными
поверхностями, расположенными не пер-
пендикулярно огибающим поверхностям,
часто допускается наличие компоненты
сдвигового напряжения. В малом масштабе
это может быть неверно; та же самая де-
формация достигается при действии сжи-
мающих напряжений, направленных под
углом к первоначальной слоистости. В ре-
гиональном масштабе по причинам, ука-
занным выше, такое предположение, воз-
можно, правомерно.
Напряжения, действовавшие при пас-
сивном складкообразовании, обычно нель-
зя определить, хотя наблюдаемое иногда
сплющивание параллельно шарнирной по-
верхности указывает на некоторую стадию,
когда максимальное сжимающее напряже-
ние было перпендикулярно шарнирной по-
верхности.
Геологические условия складкообразова-
ния. В этом разделе приведены лишь крат-
кие пояснения к описаниям различных ес-
тественных проявлений складчатости и ее
возможному происхождению. Более под-
робные сведения приведены в других тема-
тических статьях этой монографии.
Складкообразование вблизи земной по-
верхности. На поверхности Земли складки
образуются, когда наступает гравитацион-
ная неустойчивость пород. Эта неустой-
чивость является следствием эрозии (см.
Структуры гравитационного оседания),
поднятия или обрушения после метеорит-
ного удара или вулканического извержения
(см. Криптоэксплозивные структуры).
Обычно такие складки имеют характер чис-
того изгиба (флексурный) и сопровождаются
хрупким разломообразованием. В подвиж-
ных материалах уже созданной структуры
происходит деформация в виде пластиче-
ского течения и изгиба, связанная с турбу-
лентным течением или гравитационной
неустойчивостью. Примеры этого включают
расслоенность сложного течения в кислых
лавах, оползневую складчатость и другие
постседиментационные явления в складках
[5]. Неустойчивость частично литифициро-
ванных осадков из-за поднятия или допол-
нительной нагрузки на осадки в опуска-
ющемся прогибе может приводить к обра-
зованию крупномасштабных складок гра-
витационного скольжения (см. Тектоника
гравитационного скольжения).
Складкообразование при диапиризме и
интрузиях. Внедрение соли и магмы в верх-
326
СКЛАДКИ И СКЛАДКООБРАЗОВАНИЕ
ние слои коры часто сопровождается обра-
зованием складок в окружающих породах.
Они могут быть куполообразными, распо-
лагаясь над внедренной массой, вызвавшей
смещение пород к поверхности, или крае-
выми складками с искривленными шарни-
рами, созданными при радиальном, нап-
равленном вверх сжатии по мере расшире-
ния внедрившейся массы. Если складки раз-
виваются внутри поднятого тела в резуль-
тате течения внедрившихся материалов, то
наблюдаются маркирующие поверхности
(см. Диапиризм и Соляные купола).
Складкообразование в неорогенных зонах
коры. В этой обстановке генерация складок
обычно связана с движениями по разло-
мам. Вблизи плоскости разлома появля-
ются флексурная складка волочения и вто-
ричное смятие (см. Разломы и разломообра-
зование). При движениях нижележащих
блоков фундамента возникает крупномасш-
табная складчатость в стратифицирован-
ном покрове. Такая складчатость обычно
идиоморфна, включает мягкие или откры-
тые флексурные складки заметно перемен-
ной ориентации и сопровождается хрупким
разрушением.
Складкообразование в верхних горизон-
тах и низкотемпературных орогенных зо-
нах. Орогенная складчатость типично голо-
морфная (см. Орогенические циклы и Теории
орогенеза). На низких ступенях метамор-
физма типы и рисунок складчатости изме-
няются в зависимости от литологического
состава пород. В мощных компетентных
слоях образуются параллельные и коробча-
тые складки, сопровождающиеся складча-
тостью скалывания и пластическим тече-
нием в перемежающихся некомпетентных
слоях. Здесь наблюдаются покровы грави-
тационного скольжения. В компетентных
литологических слоях с отчетливой тонкой
расслоенностью развиваются гребневидные
и зигзагообразные складки, а в однородных
пелитовых породах без заметного расслое-
ния наблюдаются пассивные подобные
складки с хорошо развитым кливажем тече-
ния. Движения нижних блоков фундамента
создают локализованные линейные пояса
сложного складко- и разломообразования.
В сланцеватых породах складки с изло-
мами и сопряжениями образуются на позд-
них стадиях деформаций при низких темпе-
ратурах (см. Кинкбанды).
Складкообразование в нижних горизон-
тах и высокотемпературных орогенных зо-
нах. С ростом метаморфической ступени
различия в пластичности пород ослабевают
и доминирующими деформационными ме-
ханизмами становятся квазифлексурное и
пассивное течения. Суперпозиция ряда,
складчатых систем проявляется в виде
сложных складчатых структур (см. Попе-
речная складчатость). Мобилизация фун-
дамента приводит к образованию ядер пок-
ровной складчатости и поднятию диапиро-
вых куполов.
М.Д.Флети (M.J. Fleuty. Dept, of
Physics, North Staffordshire, Poly-
technic College Road, Stroke-on-Trent
ST4 2DE England).
ЛИТЕРАТУРА
1. Beloussov V.V., 1962, Basic Problems in Geo-
tectonics, rev. English ed. New York: McGraw-
Hill, 816 p.
2. Campbell J. D„ 1958, En echelon folding, Econ.
Geol. 53, 448 472.
3. de Sitter L. V., 1964, Structural Geology, 2nd ed.
New York: McGraw-Hill, 551 p.
4. Donath F.A. and Parker R. B., 1964, Folds and
folding, Geol. Soc. Amerika Bull. 75, 45-62.
5. Fairbridge R. W. and Bourgeois J., eds., 1978, The
Encyclopedia of Sedimentology. Stroudsburg,
Pa.: Dowden, Hutchinson and Ross.
6. Fleuty M.J.. 1964, The description of folds,
Geol. Assoc. London Proc. 75, 461-492.
7. Hills E.S., 1963, Elements of Structural Geology.
New York, John Wiley, 502 p.
8. Ramsay J. G.. 1967, Folding and Fracturing of
Rocks. New York: McGraw-Hill, 568 p.
9. Sander B.. 1930, Gefiigekunde der Gesteine.
Vienna: Springer-Verlag.
10. Turner F. J. and Weiss L.E., 1963, Structural
Analysis of Metamorphic Tectonics. New York:
McGraw-Hill, 545 p.
СКЛАДЧАТЫЙ НАДВИГ см. ВЗБРОСЫ
СКЛАДЧАТЫЙ ПОКРОВ
см. ОПРОКИНУТЫЕ (ЛЕЖАЧИЕ)
СКЛАДКИ
СКОЛЬЖЕНИЕ ПЛАСТА
см. ТЕКТОНИКА ГРАВИТАЦИОННОГО
СКОЛЬЖЕНИЯ
СЛЕДЫ ТРЕЩИН
327
СКОЛЬЖЕНИЕ ПО ПЛОСКОСТИ
СЛОИСТОСТИ-см. СРЫВ
СКОРОСТЬ ДЕФОРМАЦИИ-
см. РЕОЛОГИЯ ГОРНЫХ ПОРОД
СЛЕД ПЛЮМА см. МАНТИЙНЫЕ ПЛЮМЫ
И ГОРЯЧИЕ ТОЧКИ
СЛЕДЫ ТРЕЩИН:
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ
В ПОЛЕВЫХ ИССЛЕДОВАНИЯХ
В полевой геологии существуют два
гида ясно различающихся и хорошо распо-
знаваемых трещин, происхождение кото-
рых определяется касательными напряже-
ниями и растяжением. Трещины скалывания
имеют чистые, гладкие грани и срезают
твердые или мягкие породы в разных струк-
турах, включая большие осадочные мас-
сивы. Они образуются, как считают, в про-
цессе скалывания, направленного парал-
лельно поверхности раскола, обычно при
высоком всестороннем давлении.
Трещины растяжения отличаются по
внешнему виду от трещин скалывания бо-
лее сложными очертаниями. Их залегание
изменяется от слоя к слою, а грани более
грубы. Полагают, что эти трещины возни-
кают при растяжении (чистый сдвиг) в нап-
равлении, перпендикулярном поверхностям
трещин. Сдвиговая компонента смещения
при этом равна нулю, так что полное сме-
щение направлено перпендикулярно по-
верхности отрыва. Трещины растяжения
местами переходят в серии кулисообразно
расположенных разрывов. Согласно Пол-
ларду и др. [5], в таких переходах, воз-
можно, происходил пространственный или
временной поворот действовавшей систе-
мы главных напряжений.
Считается, что трещины растяжения об-
разуются в условиях больших изменений
всестороннего давления, обычно на позд-
них стадиях деформации и ближе к земной
поверхности. Таким образом, если в одном
и том же месте наблюдаются оба указан-
ных типа трещин, то трещины скалывания,
возможно, относятся к более ранним обра-
зованиям. Если же это оказывается по ка-
ким-либо признакам не так, то можно
предполагать два отдельных периода де-
формации.
Однако все эти признаки дают лишь
полезные наводящие соображения, так как
трещины скалывания могут образоваться
практически под любым углом к направле-
нию главных напряжений и, исключая ло-
кальный масштаб, с трудом отличимы от
трещин растяжения. Особые трудности свя-
заны с заполнением минералами раскрыва-
ющегося в трещинах пространства.
В тех случаях, когда отсутствует мине-
ральное заполнение или смещение границ
трещин, при внимательном рассмотрении
многих из них можно обнаружить марки-
ровку на гранях (рис. 1 и 2). Геометричес-
кие формы маркеров Сим-Гаш [6] разбил
на два типа. К первому относятся следы
ребристо-бороздчатых знаков (ребристость,
бороздчатость, ленточность) симметрич-
ные или асимметричные, как наблюдается в
стеклах, кремнях или афанитовых породах,
особенно если происходило ударное разру-
шение. Линии ребристости загибаются в
сторону начала раскола. Вторая группа
маркеров -гребенчатые знаки, представля-
ющие собой либо пятна, либо шевроны
(V-образные рубцы) (рис. 1, Б, В). Все они
сходятся к начальной точке, хотя Хилл [2]
описал случай обратного расположения.
Гребенчатые знаки распространены не-
широко. Их форма, распределение и залега-
ние зависят от состава пород (рис. 3), мощ-
ности слоев, размеров зерен, пористости,
структурных особенностей и наличия участ-
ков концентрации напряжений все это оп-
ределяет направление распространения тре-
щин.
Гребенчатые шевроны всегда ограниче-
ны параллельными поверхностями, кото-
рые во время раскалывания действовали в
той или иной степени как отражатели раз-
вивающейся волны напряжений (рис. 2, Б,
В). Если границы раздела в слое хорошо
развиты и мощность слоя находится в пре-
делах своего критического значения при
нарастающей энергии деформации, то бу-
дет развиваться раскол с шевронами; в
противном случае, когда толща очень мощ-
ная, образуются плюмы [6]. На шевронах,
там, где границы сглаживаются и разви-
вающиеся напряжения накладываются или
328
СЛЕДЫ ТРЕШИН
м ьг.
Направление
распространения
62
Направление
распространения
Рис. 1. Маркирующие знаки: радиальные AJ-асимметричные, Я2-симметричные; гребенчатые:
Б1 -плюмы, Б2-шевроны; В-наложение гребенчатых и радиальных знаков [6].
затухают, развиваются и краевые трещины
(рис. 2, Б, В).
Можно ли по маркерам на поверхности
различать трещины скалывания и растяже-
ния? Маркировка, вероятно, будет указы-
вать время и место зарождения разрыва в
случае трещин скалывания. Что же касается
поля напряжений до или после разрыва, то
все выводы очень гипотетичны, но еще
более сомнительны всякие попытки восста-
новить поле напряжений в момент зарож-
дения трещин.
Поэтому термины трещина скалывания
и трещина растяжения не вполне подходят
как полевые характеристики, так как тре-
щины всегда связаны и интерпретируются в
СЛЕДЫ ТРЕШИН
329
А1
А 2.
Краевые трецины
Трехмерный
разрез
62
^Краевая зона
(плеча)
Зона
шевронов
Срединная зона
Зона
шевронов
/Краевая зона
(плечи)
Краевые трецины
Трехмерный
разрез
Направление
распространения
Рис. 2. Плюмы: А1 -развившиеся, А2 серии. Шевроны: Б1 и Б2-описательные термины. Черты
поверхности трещин: В,/-главная лицевая поверхность, В,2-кайма, В,3~поперечные трещины,
В,4-оперяющие трещины, В,5- струйная структура, В.бплечо, В,7-след главной лицевой поверх-
ности (Л. В по [6] и В по [4]).
330
СЛЕДЫ ТРЕЩИН
Граничный угол
Рис. 3. Частотные распределения угла между границами (см. рис. 2) для гребенчатых знаков в
различных материалах: Л -осадочные породы, в которых граничная поверхность свободная или
высокоотражающая; Б-то же, что и Л, но граничная поверхность идеально отражающая; В-метал-
лы обычно со свободной поверхностью трещин. Краевая зона наблюдается обычно в случаях Б, В, но
отсутствует в А [6].
соответствии с другими структурами, в ко-
торых они существуют, особенно в случае
складок.
В заключение отметим, что маркировка
на поверхностях трещин, хотя и не является
столь ценным генетическим руководством,
как хотелось бы, но она действительно
помогает находить направление распрост-
ранения трещин. Если наблюдений доста-
точно, то, как показал Бахат [1], можно
графически изобразить последователь-
ность снятия напряжений, особенно когда
трещины имеют гладкую поверхность.
Патрик Артур Хилл (Patrick Arthur
Hill, Dept, of Geology, Carleton Uni-
versity, Ottawa, Canada, K1S5B6).
ЛИТЕРАТУРА
1. Behat D., 1986, Joints and en echelon cracks in
Middle Eocene chalks near Beer Sheva, Israel, J.
Structural Geology 8, 181-190.
2. Hill P. A., 1966, Joints: their initiation and propa-
gation with respect to bedding, Geol. Mag. 103,
276-279.
3. Hill P. A.. 1967, Discussion, Geol. Mag. 104, 179.
4. Hodgson R. A., 1961, Classification of structures
on joint surfaces, Am. Jour. Sci. 259, 439 502.
5. Pollard D.D., Segall P. and Delany P.T, 1982.
Formation and interpretation of dilatant echelon
cracks, Geol. Soc. America Bull. 93, 1291-1303.
6 Syme Gash P.J., 1971, A study of surface features
relating to brittle and semi-brittle fracture, Tecto-
nophysics 12, 349-391.
СЛОЖНЫЙ ЛИНЕАМЕНТ
см. СЕТКА ЛИНЕАМЕНТОВ
СЛОИСТОСТЬ ТЕЧЕНИЯ-
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
СЛОЙ НИЗКИХ СКОРОСТЕЙ-
см. ЦИКЛ УИЛСОНА
СМЕЩЕНИЕ см. ДЕФОРМАЦИЯ
СМЕЩЕНИЕ ПО ПАДЕНИЮ
см. РАЗЛОМЫ И РАЗЛОМООБРАЗОВАНИЕ
СОБСТВЕННЫЕ ЗНАЧЕНИЯ
см. ТЕНЗОРЫ
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
331
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ
ЗЕМНОЙ КОРЫ
В ОРОГЕНИЧЕСКИХ ОБЛАСТЯХ
Считается, что движения земной коры
вызываются силами, возникающими внут-
ри Земли, и приводят к образованию струк-
тур коры. Эти силы, как полагают, обу-
словлены конвективными течениями в под-
коровой оболочке [24, 25] и химическими
превращениями подкорового вещества [12,
18] или гравитационной неустойчивостью.
Из этих трех сил последние (или гравита-
ционные) действуют таким образом, что
приводят к восстановлению гравитацион-
ного равновесия земной коры, в то время
как другие могут препятствовать этому.
Постепенное поднятие Фенноскандии
является прекрасным примером изостати-
ческой реакции [7]. Эта область суши, ко-
торая была покрыта мощным слоем льда,
недавно освободилась от него. С тех пор
происходит поднятие поверхности со сред-
ней скоростью около 1 см/год. Это подня-
тие отмечается в области отрицательной
। равитационной аномалии.
В орогенических областях, однако, изо-
с i атическая реакция незаметна, потому что
«емная кора в этих районах может подвер-
1аться сильному воздействию землетрясе-
ний и тектонических движений, которые
ытушевывают (если не подавляют) про-
цессы изостазии. Такая невыраженность
и юстатических процессов может быть по-
казана на примере движений земной коры в
районе мыса Мурото и мыса Кии на юж-
ном побережье Японских островов. Эти
области медленно опускались (или накло-
нялись к югу) в течение сейсмического
нпишья до землетрясения Нанкай в 1946 г.,
когда эти районы были резко подняты,
вызвав наклон суши к северу. Быстрые
движения земной коры, связанные с земле-
(рясением в Чили в 1960 г., имеют тот же
характер [21]. Амплитуда быстрого подня-
1ия в четыре-пять раз в высшей точке
мысов превышает опускание за весь до-
ссйсмический период времени [16]. В том
же районе морские террасы образуют два
пни три уровня, подчеркивая блоковое
поднятие суши в геологическом и истори-
ческом прошлом [26, 27]. В этих районах
аномалии Буге имеют большие положи-
тельные значения [23]. Следовательно,
досейсмическое постепенное опускание
суши может быть отнесено к изостатиче-
ским движениям, а резкое поднятие к де-
формациям земной коры, последовавшим
за разрушительным землетрясением.
Таким образом, мы можем отметить, что
суммарные эффекты резких поднятий, свя-
занных с разрушительными землетрясе-
ниями, в отдельных местах могут быть
значительными, несмотря на постоянное
действие изостатических сил, направленных
на восстановление равновесия.
Следовательно, можно прийти к вы-
воду, что движения земной коры в орогени-
ческом поясе являются результатом, во-пер-
вых, суммарных постепенных изменений
уровня земной поверхности, вызываемых
изостатической реакцией, и силами, возни-
кающими за счет подкоровых конвекцион-
ных течений или медленных химических
изменений, и, во-вторых, резкими движе-
ниями земной коры, связанными с разру-
шительными землетрясениями, которые
вызываются некоторыми быстро протека-
ющими физическими и химическими глу-
бинными процессами. Отметим также, что
движения земной коры за счет влияния
геологической структуры могут иметь бо-
лее сложный характер.
Методы изучения. Современное изуче-
ние движений земной коры влючает биоло-
гические и географические наблюдения;
повторные геодезические измерения, т.е.
триангуляцию и нивелирование устойчивых
геодезических знаков (триангуляционные
пункты и реперы); изучение изменения
уровня моря по показаниям мареографов
(приливомеров).
При интерпретации результатов этих
измерений надо иметь в виду, что движения
земной коры не всегда являются истин-
ными движениями коры, иногда они могут
быть местными перемещениями поверх-
ности (например, опускание может быть
вызвано сильным оттоком подземных вод
[171]). Мы также обращаем внимание на
то,, что данные повторных геодезических
измерений, по которым делаются выводы о
движениях коры, нуждаются в сопоставле-
нии с имеющимися стандартными дан-
332
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Рис. 1. Распределение горизонтальных перемещений первичных триангуляционных пунктов в Япо-
нии [10].
ными, даже при замерах высоты уровня
моря, так как на него могут оказывать
сильное влияние климатические условия
[28, 4].
Принимая во внимание сказанное, мы
рассматриваем здесь данные о современ-
ных движениях земной коры Циркумтихо-
океанского региона. Однако мы распола-
гаем данными только для Японии и США.
Для других районов или других орогени-
ческих поясов геодезических данных нет,
хотя имеются некоторые материалы марео-
графических наблюдений для южной части
Тихого океана. Информацию о современ-
ных движениях земной коры дают также
наклономерные наблюдения, но мы не ис-
пользуем их здесь по той причине, что для
наших целей они не подходят
Деформации, установленные геодезичес-
кими методами. За последние 50 лет геоде-
зические измерения в Японии повторялись
несколько раз. На рис. 1 показано горизон-
тальное смещение главных триангуляцион-
ных пунктов, расположенных в среднем на
расстоянии 50 км друг от друга. Смещения
рассчитаны за интервал времени между
первым этапом измерений в 1883-1909 гг. и
вторым-в 1948-1966 гг.
Из рис. 1 видно, что в зависимости от
знака движений Япония может быть разде-
лена на два региона, граница между кото-
рыми проходит приблизительно по 137°
в.д. К востоку от этого меридиана смеще-
ния происходят в северном направлении,
тогда как западный регион, за несколькими
исключениями, двигается к югу. Необхо-
димо отметить, однако, что на горизон-
тальные движения накладывается эффект
землетрясений, произошедших за тот же
интервал времени. Из рис. 1 можно также
сделать вывод, что земная кора в целом на
востоке была сжата, а на западе растянута,
хотя в деталях в некоторых случаях есть
исключения из такого характера дефор-
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
333
маций. Близкий стиль деформаций земной
коры наблюдался также в процессе движе-
ния земной коры во время землетрясения
1906 г. в Калифорнии [3, 15].
Рис. 2 показывает распределение верти-
кальных движений земной коры в Японии
на основе повторного нивелирования высо-
кой точности. Численные значения дефор-
маний определены за интервал времени
1901-1928 гг. с учетом некоторых исходных
допущений [15]. С одной стороны, необхо-
димо было ввести поправки для унифи-
кации скоростей движений, поскольку по
некоторым линиям вертикальные смеще-
ния реперов определялись за разные отрез-
ки времени, с другой стороны, данные из-
334
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
мерений должны были быть приведены к
среднему уровню моря.
Как следует из рис. 2, Япония испыты-
вает поднятие, ось которого проходит по
Срединной линии, разделяющей регион на
северную и южную части. Область вдоль
побережья Тихого океана погружается,
исключая прибрежный район Кванто, где
произошло резкое поднятие на 1 м или
более во время землетрясения 1923 г. Зна-
чительное поднятие было также установ-
лено в прибрежной зоне мыса Мурото и
мыса Кии при нивелировании в 1948 г.
после землетрясения и позднее [10]. Земле-
трясение 1946 г. повлияло таким образом,
что поднятие до землетрясения резко сме-
нилось опусканием после него.
Значительное поднятие на Тихоокеанс-
ком побережье Японии, последовавшее за
разрушительными землетрясениями, как
уже упоминалось, способствует изучению
современных движений земной коры по
геологическим и геофизическим наблюде-
ниям за береговыми террасами региона.
Этот факт может быть одной из харак-
терных черт современных движений земной
коры в орогенических областях. К тому же
следует добавить, что геосинклинали и
орогены в Циркумтихоокеанском поясе
связаны друг с другом [6]. Следовательно,
мы должны обращать внимание на дефор-
мации, связанные не только с разруши-
тельными землетрясениями, но также и с
активными разломами.
Деформации, связанные с разломами.
Ряд активных разломов установлен в Циркум-
тихоокеанском регионе Беньофф [2] обра-
щает внимание на большое число правых
поперечных сдвигов на континентальной
окраине Циркумтихоокеанского региона.
Фрагменты таких разломов активизиру-
ются во время сильных разрушительных
землетрясений. При землетрясении 1906 г.
восточное крыло разлома Сан-Андреас
сместилось на 6,3 м к югу относительно
западного крыла, а смещение в 5,8 м было
зафиксировано во время землетрясения
1954 г. в Неваде. В обоих случаях движения
носили характер правых поперечных сдви-
гов К противоположному выводу пришел
Аллен [1], изучавший тектонику Тайваньс-
кого и Филиппинского сегментов Циркум-
тихоокеанского пояса, где он установил
левые поперечные сдвиги. Его исследова-
ния противоречат гипотезе вращения Тихо-
океанского бассейна против часовой стрел-
ки, которая сейчас предлагается для объяс-
нения правых поперечных сдвигов.
Существует много активных разломов
как связанных с землетрясениями, так и
независимых от них. Общее простирание
таких разломов примерно восток-запад.
На Западе США, однако, среди активных
разломов могут быть и левые, и правые
сдвиги. Также важно отметить, что правые
сдвиги тяготеют преимущественно к внут-
ренним районам, т.е. к Монтане, Неваде и
восточной части Калифорнии, в то время
как левые сдвиги развиты главным обра-
зом вблизи Тихоокеанского побережья, т.е.
в разломах Мендосино, Пайонир и Марри,
а также среди второстепенных разрывов,
связанных с разломом Сан-Андреас.
В Японии также много активных разло-
мов. Как хорошо известно, активный левый
сдвиг был установлен в связи с землетрясе-
нием 1930 г. в северной части Идзу; при
простирании разлома с севера на юг его
крыло сдвинулось относительно западного
крыла на 1,5 м к северу. Разлом Минеяма
приблизительно в 80 км к северу от города
Осака связан с землетрясением Танго в
1927 г. и протягивается в направлении с
севера на юг. Его восточный блок пере-
местился примерно на 2 м относительно
западного. Сугимура [22] установил три
активных разлома: Янасе, Неодани (свя-
занный с землетрясением Ноби в 1891 г.) и
Атера. Все они относятся к левым сдвигам.
Система активных сдвигов должна учиты-
ваться при изучении орогенических движе-
ний Циркумтихоокеанского региона.
Данные мареографнческих наблюдений.
При изучении данных мареографнческих
наблюдений об изменении уровня поверх-
ности суши необходимо помнить, что уро-
вень моря подвержен влиянию метеороло-
гических факторов. Поэтому, чтобы полу-
чить примерную оценку вековых изменений
поверхности суши, ежегодные средние зна-
чения уровня моря должны сглаживаться.
Например, изменения уровня поверхности
суши в Абуратубо, около 50 км к югу от
Токио, показаны на рис. 3 на основе еже-
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
335
Рис. 3. Изменения уровня по-
верхности суши в Абуратубо,
Япония.
годных средних значений уровня моря с
1930 г. по 1960 г.
Скорость поднятия суши в Абуратубо
достигает 6 мм/год (рис. 3), несмотря на
заметные отклонения в период от 1945 до
1949 г. Установленные среднегодовые ско-
рости изменения поверхности суши, полу-
ченные на четырех японских мареографи-
ческих станциях (см. рис. 2), включая Абу-
ратубо, приведены в табл. 1.
Существенно, что опускание суши в Хо-
содзима и Вадзима сменилось поднятием
начиная с 1950 г., тогда как в Абуратубо и
Осиоро продолжалось опускание суши. Эти
результаты согласуются с полученными ра-
нее [14].
Данные мареографнческих станций
США, наоборот, подчеркивают примерно
одинаковые смещения поверхности суши в
Сан-Франциско и Лос-Анджелесе (Ямагути,
личное сообщение), достигая значения -
4 мм/год, что согласуется с порядком вели-
чин, полученных японскими мареографи-
ческими станциями на Тихоокеанском по-
бережье. По Родену [20], изменение уровня
моря в Панаме составляет 1,6 мм/год в
Бальбоа и 1,3 мм/год в Кристобале. Эти
изменения уровня имеют ту же тенденцию
к поднятию, хотя их значения составляют
только одну треть величины для Сан-Фран-
циско. Роден [19] продолжил исследования,
но не привел данных о вековых изменениях
уровня моря. Поэтому на основе его ди-
аграмм могут быть сделаны только грубые
оценки. Изменения уровня суша/море об-
наруживаются по крайней мере на такой
Таблица 1. Средние годовые скорости изменения уровня земной поверхности в Японии
Станция Время Скорость, Местоположение мм/год
Абуратубо 1930 I960 -6,0 Побережье Тихого океана
Носодзима 1930 1950 -5,2 То же
1950 1960 -8,9
Вадзима 1930 1950 -1,4 • Побережье Японского моря
1950-1960 -4,7
< >сиоро 1930 1960 -0,9 То же
336
СОВРЕМЕННЫЕ ДВИЖЕНИЯ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Таблица 2. Средние годовые скорости изменения
уровня земной поверхности в Дании
Станция Время Скорость, мм/год
Копенгаген 1889-1931 -0,65
Орхус 1880-1931 -0,85
Хорнбек 1898-1931 -0,24
Фредериксхавн 1893-1931 -0,37
Корёр 1897-1931 -0,31
Хиртсхальс 1892-1931 -0,21
Слипсхавн 1896 1931 -1,36
Эсбьерг 1889-1931 -1,67
Фредерисия 1889-1931 -1,24
Гедсер 1889-1931 -0,51
большой территории, которая охватыва-
ется наблюдениями на станциях Тихооке-
анского побережья в Японии и США и на
Гавайских островах; последние, вероятно,
опускаются, в то время как южные острова,
за некоторыми исключениями, поднима-
ются.
Интересно сравнить эти данные с изме-
нениями уровня суши на нескольких датс-
ких станциях. В табл. 2 приведены измене-
ния уровня моря по Эгедалю [4].
Величина изменений уровня суши гам
существенно меньше значений, наблюдае-
мых на станциях Циркумтихоокеанского
региона. Если мы вспомним, что датские
станции расположены далеко за прел' нами
орогенического пояса, то эти небольшие
значения moi ут говорить о том, что движе-
ния земной коры в орогенических поясах
более активны, чем в других районах. В
целях экономии объема статьи мы охарак-
теризовали крупномасштабные движения
земной коры, не вдаваясь в детали характе-
ра их проявления.
Обнадеживающие результаты можно
ожидать от использования сейсмологичес-
ких исследований при изучении движений
земной коры в орогенических областях [8,
11, 9, 2, 24, 25] с тех пор, как Хонда [8]
провел статистические исследования меха-
низма глубокофокусных землетрясений, а
Касахара и Иида [11, 9] выяснили пределы
магнитуд землетрясений, связанных с сов-
ременными движениями земной коры.
Наоми Миябе (Naomi Miyabe).
ЛИТЕРАТУРА
1. Allen C.R., 1962. Circum-Pacific faulting in the
Philippine-Taiwan region. Jour. Geophys. Re-
search 67, 4795.
2. Benioff H., 1961, Continental Drift, International
Geophysics Series, Vol. 3. New York and Lon-
don: 103.
3. Bowie W., 1928, U.S. Coast and Geod. Survey
Spec. Pub. 151.
4. Egedal J 1933, On the determination of the
normal height of the sea-level round the Danish
coast, National Meteorological Annual, Appen-
dix.
5. Geography Survey Institute, Tidal Report
1930-1949, Tidal Report 1950-1959, Tidal Re-
port 1960.
6. Gilluly J., 1963, The tectonic evolution of the
Western United States, Geol. London Quart.
Jour. 119, 133.
7. Gutenberg B., 1941. Geol. Soc. America Bull 52,
750.
8. Honda H., 1958, The mechanism of the earth-
quakes, a symposium on the mechanics of faul-
ting, with special reference to the fault-plane
work, Publ. Domin. Obs., 20, 295.
9. lida K., 1959, Consideration on magnitudes and
energies of earthquakes accompanied by faulting
(in Japanese), N igoya-Chigaku, No. 14, 42.
10. Inoue E., 1960, Land Deformation in Japan,
Japan Geogr. Survey Inst. Bull. 6, 73.
11. Kasahara K. 1957. The nature of seismic origins
as inferred from seismological and geodetic ob-
servations (1), Tokyo Univ. Earthquake Rese-
arch Inst. Bull. 35, 473.
12. Matuzawa T., 1953, Feldtheorie der Erdeben,
Tokyo Univ. Earthquake Research Inst. Bull. 31,
179.
13. Miyabe N„ 1930, Deformation of Earthcrust in
California, Tokyo Univ. Earthquake Research
Inst. Bull. 8, 45.
14. Miyabe N., 1934, Notes on correlation between
vertical Earth movement and gravitational ano-
malies, Tokyo Univ. Earthquake Research Inst.
Bull. 12, 163.
15. Miyabe N., 1952, Vertical Earth movements in
Japan as deduced from the results of rerunning
the precise levels, Tokyo Univ. Earthquake Re-
search Inst. Bull. 30, 127.
16. Miyabe N., 1955, Vertical Earth movement in
Nankai Districht, Japan Geogr. Survey Inst.
Bull, 4, (Parts 3-4), 1.
17. Miyabe N., 1961, Studies in ground sinking in
Tokyo, Tokyo Inst. Civil-Eng. Bull. No. 49.
18. Paige S., 1955, Sources of energy responsible for
the trassfonnation and deformation of the
Earth’s crust, Geol. Soc. America Bull. Special
Paper 62, 331.
19. Roden G.E, 1963a, On the sea-level, temperatu-
re, and salinity variation in central tropical
Pacific and on Pacific Ocean islands. Jour
Geophys. Research 68, 455.
20. Roden G. I., 1963b. Sea-level variation at Pa-
nama, Jour. Geophys. Research 68, 5701.
21. Samt-Amand P., 1961, Los Terremotos de Mayo
СОЛЯНЫЕ КУПОЛА
337
Chile i960. Michelson Laboratories Technical
Article 1.
22. Sugimura A., 1963, Notes on the Yanagase Fault,
Japan, (in Japanese), Dai 4-ki Kenkyu (Quater-
nary Research), 2, 22u
23. Tsuboi C., Jitsukawa A., and Tajima H 1954—1956,
Gravity survey along the lines of precise levels
throughout Japan, by means of Worden gravi-
meter, Tokyo Univ. Earthquake Research Inst.
Bull. Suppl. Vol. 4.
24. Vening Meinesz F. A., 1961a, Contmenial and
ocean floor topography-mantle convection cur-
rents-revised paper, Koninkl Nederlands Akad.
Wetensch Pro. B64, 512.
25. Vening Meinesz F. A.. 1961b, Convection cur-
rents in the mantle of the Earth, Koninkl Neder-
landse Akad. Wetensch Proc. B64, 501.
26. Watanabe A., 1932, The geomorphology of the
coastal district of Southern Shikoku, Tokyo
Univ. Earthquake Research Inst. Bull. 10. 210.
27. Watanade A., 1948, The geomorphology of the
coastal districts of southern part of Shikoku
Island, and its bearing on the crustal deforma-
tions accompanying Great Nankai Earthquake,
Japan Geogr. Survey Inst Bull. 1, 37.
28. Wegener A., 1922, Entstehung der Kontinente
und Ozeane, raunschweig.
СОЛЯНАЯ ТЕКТОНИКА
см. ГАЛОКИНЕЗ
СОЛЯНЫЕ КУПОЛА
Соляной купол-масса каменной соли
(галита), внедрившейся в осадг'-и. Струк-
туры соляных образований можно разбить
на два типа. Соляные купола (или штоки) -
простые интрл зии, более или менее округ-
лые в плане, т.е цилиндрические, обычно с
одинаковыми веот.жальными и горизон-
ильными размерили и случайным в целом
«алеганием оез явных или простых связей с
тектонической структурой (см. Галокинез).
Соляные антиклинали, наоборот, в основ-
ном контролируются тектоническими сила-
ми и отчетливо вытяну гы обычно парал-
ельно оси региональной структуры, В
центре региональной структуры соль очень
голщается под дейез вием региональных
тектонических сил. В данной статье рас-
сматриваются главным образом соляные
купола.
Местонахождение соляных куполов. Хо-
рошо изучены соляные купола на побе-
режье Мексиканского залива США [2, 4],
ик как они имеют важное экономическое
качение вследствие связи с месторожде-
ниями нефти и газа, и поэтому их подробно
исследовали геофизическигш методами и
бурением. В этом районе купола в плане
выглядят округлыми или эллиптическими
образованиями с горизонтальными разме-
рами от 2 до 8 км Вер' икальные размеры
точно не установлены, но, вероятно, сос-
тавляют около 6-10 км.
На юго-востоке США расположены не-
сколько более или менее разделенных зон
соляных куполов. Самая болишая из них и
до сих пор наиболее экономически важная
протягивается по суше примерно на 250 км
от береговой лгнии штатоц Луизиана и
Техас на запад к реке Миссисипи, до сере-
дины расстояния между пунктами Галвес-
тон и Корпус-Крииги. Внутри этой зоны
бурением было опробовано приблизитель-
но 150 куполов, и еще большее число их
предсказано по анализу геологических
структур и по геофизическим данным в
местах, где соль, однако, не была обнару-
жена. Этот же пояс соляных куполов протя-
гивается от берега в море на 160 км и более.
В морской прибрежной зоне пробурено
свыше 100 куполов, и число их растет по
мере продолжения буровых работ в местах,
ук данных геофизической разведкой.
Другие зоны соляных куполов на юго-
востоке США имеют менее важное эконо-
мическое значение. Бассейн Тайлер на юго-
востоке Техаса содержит приблизительно
20 куполов. В бассейне Интериор-Солт, тя-
нущемся через север шт. Луизиана и юг шт.
Миссисипи, находится около 75 куполов.
По крайней мере 6 куполов расположены в
бассейне Рио-Гранде, к западу от Корпус-
Кристи, Ю1 шт Техас. Некоторые нефтяные
скопления найдены в структурах соляных
куполов бассейна Тайлер и северного соля-
ного бассейна Луизиана Миссисипи, но их
количество мало по сравнению с тем, что
находится в береговой зоне на суше и в
море. Кроме перечисленных в США име-
ются соляные структуры лишь в бассейне
Парадокс, на западе Колорадо и востоке
Юты. Однако зти структуры представляют
собой длинные антиклинали, подчинены!
тектоническому контролю и не являются
соляными куполами в смысле приведен-
ного здесь определения.
Соляные купола весьма широко разви-
то
338
СОЛЯНЫЕ КУПОЛА
ты в различных районах мира. В ассоциа-
ции с ними находится нефть на северо-за-
паде ФРГ, в Румынии, на перешейке Теуан-
тепек, южная Мексика, в бассейне реки
Эмбы, к северу от Каспийского моря. Соля-
ные купола из других районов, большей
частью не связанные с нефтью или каки-
ми-либо еще экономически важными
месторождениями, включают структуры,
находящиеся на севере Дании, севере Испа-
нии, в Польше, в Северной Африке Габоне,
дельте Нигера на западном берегу Африки,
в Красном море, вокруг и внутри Персидс-
кого залива, на севере Ирана и в некоторых
районах СССР. Ряд соляных структур, ве-
роятно типа соляных куполов, встречаются
на северо-западе Австралии. Около 35 ку-
полов, преимущественно соляных, было
найдено на арктических островах Крайнего
Севера Канады. Их идентификация прове-
дена по аэрофотосъемке, геофизическим
наблюдениям и ограниченным данным бу-
рения.
Механика образования соляных куполов.
Геологические процессы, благодаря кото-
рым образуются соляные купола, не пол-
ностью ясны, но некоторые основные фак-
торы довольно хорошо установлены. Тот
факт, что гравитационная съемка почти
всегда обнаруживает отрицательные грави-
тационные аномалии, ясно говорит о том,
что соляные купола имеют пониженную
плотность относительно вмещающих их
осадков. Можно предположить, что бас-
сейны соляных куполов подстилаются
слоем соли, из которого поднялась масса
купола первоначальной мощности сотни и
тысячи футов [3]. Под нагрузкой п ^скры-
вающей толщи осадков соль ведет себя как
очень вязкая жидкость и перетекает в об-
ласть меньшего давления, из которой начи-
нается ее подъем, поддерживаемый непре-
рывным перетеканием соли из всей зоны
[5]. Движение соли можно моделировать
течением очень вязкой и низкоп ютной
жидкости внутри вышележащего флюида
большей плотности, при этом подъем обес-
печивается силой тяжести и разностью
плотностей двух флюидов. Механическая
модель, основанная на этих представле-
ниях, создает структуры, очень похожие на
те, что были подробно описаны по данным
бурения. Геологические связи куполов с
окружающими их структурами показы-
вают, что во многих сл] чаях поднятия
куполов происходили одновременно с от-
ложением вмещающих осадков.
Кепрок. На некоторых куполах, подхо-
дящих близко к поверхности, образуется
кепрок. В куполах пэбсрежья Мексиканс-
кого залива эта верхняя толща обычно
состоит из двух слоев-нижнего слоя ангид-
рита (CaSO4) и верхнего известняка (СаСО3).
Общая мощность покрышки здесь изменя-
ется от 30 м или меньше до 300 м. Почти
чисто ангидритовое или гипсовое перекры-
тие имеется у многих куполов на юге Мис-
сисипи Гипсовый кепрок имеют некоторые
купола в ФРГ.
Точный геохимический процесс, в кото-
ром образуется эта перекрывающая олща.
недостаточно изучен. Возможно, кепрок
формируется из ангидрита внутри соли
(поскольку в соли обычно содержится не-
большое количество рассеянного ангидри-
та), концентрируясь по мере того, как соль
растворяется циркулирующими вблизи по-
верхности подземными водами.
Обнаружение соляных куполов. Связь
нефтяных месторождений с соляными купо-
лами впервые была установлена в 1901 г. на
нефтяных месторождениях Спиндлтоп, в
окрестностях Бомонта на юго-востоке Те-
хаса. Присутствие купола было замечено
по плавному повышению рельефа. В тече-
ние следующих 15-20 лет велись активные
изыскания аномальных черт рельефа, зон
просачивания газов, загрязненных или сер-
нистых вод и других трудноуловимых приз-
наков, которые привели к открытию около
40 неглубоких соляных куполов на побе-
режье штатов Техас и Луизиана и ряда
нефа яных месторождений. Когда эти мето-
ды в 1923 г. исчерпали себя, начались гео-
физические наблюдения
Для обнаружения куполов использую-
тся сейсмические системы, основанные на
методе преломленных волн с веерной рас-
становкой сейсмоприемников вокруг точки
взрыва, поскольку скорость упругих волн в
соли в 2-3 раза выше, чем в поверхностных
осадках. Купола засекаются по картирова-
нию соотве гствующих разностей времен
пробега упругих волн по области без соли и
СОЛЯНЫЕ КУПОЛА
339
через соль (в последнем случае время про-
бега меньше, чем. в первом). Гравитацион-
ная съемка фиксирует положение купола по
отрицательным гравитационным анома-
лиям, обусловленным относительно низкой
плотностью соли, и по положению этих
аномалий над центром куполов, имеющих
кепрок мощностью 0-700 м с относительно
высокой плотностью. Большинство купо-
лов на побережье штатов, выходящих к
Мексиканскому заливу, и все морские при-
брежные купола были открыты геофизичес-
кими методами. Те же геофизические мето-
ды наряду с геологическими наблюдениями
на поверхности, аэрофотосъемкой и дру-
гими средствами наземных наблюдений
привели к обнаружению соляных куполов в
перечисленных выше районах мира.
Возраст соли. Соль в куполах разных
районов имеет неодинаковый возраст, но в
большинстве случаев она относится к юре,
триасу и перми [1]. Соляные структуры на
побережье юго-восточных штатов были
пройдены бурением лишь непосредственно
в зоне самих куполов, и поэтому их возраст
не был установлен в соответствии с нор-
мальным стратиграфическим разрезом и не
были найдены ископаемые организмы. Ис-
следователи обычно считают, что эта соль
является непрерывным продолжением
юрских соляных слоев, наблюдаемых на
юге Арканзаса и севере Луизианы. Соляные
купола в Европе относятся главным обра-
зом к перми, на севере Африки - к триасу и
мелу, в СССР - к перми и девону, в Средней
Азии и Австралии-к кембрию.
Связь нефтяных месторождений с соля-
ными куполами. Существуют три типа неф-
тяных проявлений, связанных с соляными
куполами [4]. В нескольких куполах на
побережье Мексиканского залива нефть
была найдена в пористом кепроке. Первая
эффектная добыча на месторождениях
Спиндлтоп была из залежи такого типа.
Большинство нефтяных резервуаров-кепро-
ков сравнительно малы, и полное содержа-
ние нефти в них составляет очень неболь-
шую долю того, что содержится в соляных
куполах.
Во многих соляных куполах нефть из-
влекается из песчаника, слои которого оп-
рокинуты и выклиниваются на флангах ку-
пола. Продуктивная зона может включать
лишь удлиненный участок на фланге или
располагаться кольцом вокруг купола. Та-
ковы, например, зоны юго-восточного по-
бережья Мексиканского залива: Пирс-Джанк-
шен и Блу-Ридж, вблизи Хьюстона в Те-
хасе, и Лейк-Вашингтон на юго-востоке
Луизианы.
Над погребенными куполами могут
оказаться поднятые осадки, образующие
простую куполообразную ловушку, имею-
щую сравнительно большую площадь. К
этому типу принадлежат месторождения
штатов на побережье Мексиканского зали-
ва с наибольшим содержанием нефти. Нап-
ример, каждое из нефтяных полей Конро,
Френдсвуд и Уэбстер вблизи Хьюстона
имеет общий объем резервуара более 500
млн. баррелей нефти.
Экономическое значение соляных купо-
лов до сих пор в основном определяется
гем, что с ними связана добыча нефти и
газа. Большая доля общей добычи нефти и
газа во всех прибрежных районах штатов
Луизиана и Техас приходится на структуры
соляных куполов.
В некоторых неглубоких куполах с их
кепроком содержится сера, заполняющая
пористый известняк в верхней его части.
Сера добывается способом Фраша, при ко-
тором серосодержащие породы кепрока
прогреваются посредством нагнетания пе-
регретой под давлением воды, до тех пор
пока сера расплавится и начнет поднимать-
ся в виде расплава по скважинам под давле-
нием воздуха. На побережье штатов Техас
и Луизиана имеется 67 куполов (на глуби-
нах меньше 500 м) с кепроками. Из них в 14
куполах ранее добывали серу, но теперь они
истощены, и лишь в десяти добыча продол-
жается. Производство серы составляет сей-
час приблизительно 5 млн. т в год. Серу
добывают также в кепроке соляного купола
перешейка Теуантепек в Мексике. Значение
добычи способом Фраша уменьшается, так
как большое количество серы добывается
из природного газа. В ряде куполов, удобно
расположенных относительно промышлен-
ных потребителей, добывают соль.
Внутри соляных тел прокладываются гор-
ные шахты, и после извлечения соли оста-
ются большие полости. В других случаях
22»
340
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
соль извлекают путем закачки воды в сква-
жины и откачивания образующейся рапы.
Соляны: купола или мощные пласты
расслоенной со. ш испо гьзуются в качестве
резервуаров для хранения сжиженных неф-
тяных газов в полостях, образующихся
обычно при растворении. Хранилище кон-
сервируется в периоды низкой потребности
в нефти, при необходимости нефть извле-
кается на поверхность.
Л. Л Неттлтон (L. L. Nettleton).
ЛИТЕРАТУРА
1. Barnstein J. and O'Brien G.D., eds., 1968, Dia-
pirism and diapirs. Am. Assoc. Petroleum Geolo-
gists Mem. 8, 444 p.
2. Balk R„ 1949, Structure of the Grand Saune Salt
Dome Van Zand, County, Texas, Am Assoc.
Petroleum Geologists Bu' 33, 1791-1829.
3. Nettleton L.L., 1934, Fluid mechanics of salt
domes, Am. Assoc. Petroleum Geologists Bull. 18,
1175-1204.
4 Nettleton L.L., 1936, Gulf Coast oil fields, Am.
Assoc Petroleum Geologists Bull, pp 79- 108
5. Ode H., 1968, Review of mechanical properties of
salt relating to salt dome genesis, in J. Braunstein
and G. D. O’Brien, eds.. Diapirism and diapirs,
Am. Assoc. Petroleum Geologists Mem, 8,
145 161
СОПРО1 ИВЛ1 НИЕ ДРОБЛЕНИЮ
см. ПРОЧНОСТЬ ПОРОД
СОПРЯЖЕННЫЙ ОРОКЛИН-
см. РОМБОХАЗМ
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
Концепция спрединга морского дна тесно
связана с более старой гипотезой 1рейфа
континентов и сос тавляст ныне неотъемле-
мую часть современной теории тектоники
плит (см. Тектоника плит). В ее основе
лежит идея о том, что под гребнями сре-
динно-океанических хребтов постоянно соз-
дается новое океаническое дно со скоро-
стью несколько сантиметров в год на каж-
дом из крыльев хребта (т.е. со скоростью
нескольких десятков километров за
1 млн. лет). Тем самым в рамках э.ой
модели большая часть, если не все глубоко-
водные океанические бассейны, сформиро-
вались в результате дрейфа континентов
или континентальных фрагментов, при ко-
тором новая океаническая кора создается
посредством удивительно симметричного
процесса аккреции в осевых зонах океани-
ческих хребтов. Таким образом гребни сре-
динно-океанических хребтов в модели тек-
тоники плит представляют собой аккре-
ционные, или конструктивные, i раницы
плит, а плиты, включающие разделившиеся
континенты, увеличивают свою площадь,
по мере того как благодаря процессу спре-
динга морского дна на их конструктивных
краинах наращивается новая океаническая
кора. Даже в Тихоокеанском бассейне, где
существуют определенные сомнения отно-
сительно возникновения осеанич »ских хреб-
тов за счет разрушения континентов, все
океаническое дно образовалось в резуль-
тате спрединга в срединно-океанических
хребтах или окраинных бассейнах.
Суммарная скорое! ь образования новой
океанической ттосферы за последние не-
сколько миллионов лет составляет в сред-
нем около 3,5 км2/год. Если экстраполи-
ровать эту величину на геологическое
прошлое, площадь современных океаничес-
ких бассейнов, составляющая 60% всей
поверхности Земли, должна была вс шик-
нуть менее чем за 100 млн. лет, что состав-
ляет не более 2% всего геологического
времени (т.е. возраста Земли). Если бы
образование новой океанической литосфе-
ры в океанических хребтах было единствен-
ным действующим механизмом, объем и
площадь поверхности Земли, очевидно,
должны были бы возрастать с необычно
большой скоростью в сравнительно недав-
нем геологическом прошлом. Бол :е того,
гребни хребтов и скорости спрединга рас-
пределены таким образом, что со временем
Земля приобрела бы очень неправильную
форму. Подобные крупномасштабные рас-
ширение и отклонения от сферической в
целом фигуры крайне невероятны как с
теоретической точки зрения, так и в свете
мпирических данных. Поэтому с самого
начала важной компонентой гипотезы
зпрелинга морского дна стало предположе-
ние о гом, что вещество океанической ли-
тосферы возвращается в мантию в зонах
глубоководных океанических желобов. Оке-
аническое дно здесь, как полагают, погру-
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
341
жается под надвигающуюся плиту, окраина
которой обычно представлена островной
1угой типа Алеутской, либо горным поя-
сом. таким, как Анды. Для этих дуг и
горных поясов характерен вулканизм впол-
не определенного состава, который, скорее
всего, связан с процессом по i двигания.
Естественно далее предположить, что океа-
>Ti4ecK3e дно исчезает примерно с той же
скоростью, с какой оно создается и что
поэтому расширение или сжатие Зе» [ли со
временем незначительно либо вовсе отсут-
ствует.
Поскольку системы хребтов и желобов
распределены по поверхности Земли нере-
гулярно и геомегрическая эволюция плит
носит сложный характер, в системах жело-
бов может поглощаться (в процессе субдук-
дии) сравнительно молодая океаническая
литосфера или даже океанические хребт-'
По мере того как мы обращаемся ко все
более далекому прошлому, все труднее ста-
новится оценивать среднюю скорость ак-
креции за определенный промежуток вре-
мени, поскольку какая-то часть образовав-
шейся тогда литосферы и даже некоторые
сегменты существовавших в то время океа-
нических хребтов могли быть поглощены в
процессе субдукции в более поздний пе-
риод. Кроме того, хотя среднее время жиз-
ни океанического дна в пределах океаничес-
кого бассейна может составлять 100 млн.
лет и менее (местами в процесс субдукции
вовлекается океаническая литосфера гораз-
до меньшего возраста), дотжны существо-
вать и другие районы, где сохранилась
значительно более древняя литосфера. Не-
большие участки очень древнего океаничес-
кого дна возраста около 180 млн. лет, как
полагают, существуют на северо-западе
Атлантики рядом с континентальной окра-
иной Северной Америки и на северо-западе
Тихого океана (восточнее Марианского же-
лоба), но самый древний возраст драгиро-
ванных или разбуренных пород глубоко-
водного океанического дна не превышает
160 млн. лет.
Рождение гипотезы. Идея о том, что
эволюция современных океанических бас-
сейнов могла протекать именно таким об-
разом, впервые была предложена Хессом в
1960 г. [6]. хотя он и не знал, что возрож-
дает тем самым очень сходную и почти
забытую гипотезу, предложенную в 1931 г.
Холмсом [8]. Термин спрединг морского
дна был впервые вве, ген в 1961 г. Дицем [3],
одним из немногих тогда новообращенных
приверженцев гипотезы Хессг В 1960 г.
общая характеристика рельефа и природа
поверхностных отложений глубокого дна
океана были известны уже почти сто лет, со
времени работы первых судов-кабелемслат-
чиков и знаменитой экспедиции «Челленд-
жера». Однако лишь в 1950-х годах резко
возросло количество экспериментальных
данных, большую часть которых составля-
ли впервые полученные результаты приме-
нения геофизических методов к изучению
океанически: бассейнов. Сюда относятся
измерения глубинного теплового потока на
поверхности океанического дна, определе-
ние мощности и строения океанической
коры методом преломленных сейсмических
волн и гораздо более детальные съемки
грави.анионного и магнитного полей Зем-
ли, выполненные с помощью бортовых гра-
виметров на надводных судах и буксируе-
мых магнитометров, которые облегчили
возможность проведения непрерывных по-
путных измерений.
Хесс [7], как Холмс [8] и Вегенер (в
1913 г.) до него, пришел к выводу, что
большие, как правило, глубины океаничес-
кого дна сравнительно с высотой континен-
тов означают, что океаническая литосфера
должна сильно отличаться от koi тинен-
тальной как по строению, так и по составу.
Этот вывод вытекает из принципа изоста-
зии и осознания того факта, что между
значениями силы тяжести, измеренными в
океанических бассейнах и на континентах,
существенной разницы не наблюдается.
Так, верхняя часть океанической литосферы
на глубинах, эквивалентных средним и
нижним слоям континентальной коры,
должна иметь значительно большую плот-
ность и, по-видимому, совершенно иной
состав, чем последняя. Только при этом
условии давление на некоторой глубине
под литосферой будет одинаковым как в
континентальных, так и в океанических об-
ластях в соответствии с требованием изо-
стазии. Однако Хессу [7] уже было извест-
но, что океаническая кора у живительно од-
342
СПР£ДИН> МОРСКОГОДНА
нородна по составу и мошнос ги незави-
симо от глубины покрывающего ее океана
и что ее мощность, определенная по резуль-
татам сейсмических исследований методом
преломленных волн, составляет обычно
всего 6-7 км. С другой стороны, мощность
континентальной коры составляет около
35 км в равнинных областях с поверх-
ностью близкой к уровню моря, нс имеет
тенденцию возрастать с повышением ре-
льефа и достигает даже 70 или 80 км в
горных областях. Таким образом, избы-
точная масса приподнятых участков ком-
пенсируется большей мощностью низк^-
плотной континентальной коры. Однако
мощность океанической коры ~шественно
одинакова как под высокими срединно-
океаническими хребтами, так и под глу-
боководными абиссальными равнинами.
Опять-таки, если учесть принцип изостазии
и тот факт, что сколько-нибудь заметных
положительных гравитационных аномалий,
связанных со срединно-океаническими хреб-
тами, не наблюдается, мы приходим к вы-
воду, что избыточна я масса хребтов тояжна
компенсироваться дефицитом массы (те.
веществом с аномально низкой плотно-
стью) в нижележащей мантии. В рамках
такой модели, если предположить, что
плотность слоя легкого вещества мантии
остается сравнительно постоянной, мощ-
ность этого слоя будет максимальной не-
посредственно под гребнями хребтов и бу-
цет уменьшаться в сторону континенталь-
ных окраин, по мере того как уменьшается
высота склонов хребта над уровнем абис-
сальной равнины.
В 1950-х годах впервые был пслучен
удивительный результат, который, конеч-
но, был известен Хессу [7], и заключался он
в том, что тепловые потоки в придонных
океанических осадках и в самых верхних
слоях континентальной коры почти одина-
ковы. Неожиданность этого факта объясня-
ется тем, чю концентрации радиогенных
тепловыделяющих изотопов калия, тория и
урана в менее плотных гранитных породах
континентальной коры гораздо выше, чем в
базальтовой океанической коре. Поэтому
были основания ожидать, что измерения
теплового потока в океанических областях
дадут систематически более низкие значе-
ния, чем на континентах. Однако впервые
полученные результаты оказались сравни-
мыми с данными более ранних измерений
на континентах, а на срединно-океаниче-
ских хребтах при довольно широком общем
разбросе отдельные измерения дали очень
высокие значения. Кроме того, некоторые
участки срединно-океанических хребтов
характеризуются вулканической актив-
ностью, современной или в недавнем гео-
логическом прошлом, особенно это отно-
сится к Срединно-Атлантическому хребту в
таких районах, как Исландия, Азорские
острова, острова Вознесения, Тристан-да-
Кунья и т.д., причем все они расположены
либо на гребне хребта, либо рядом с ним.
Хесс [7] сделал из этого вывод, что верхняя
лантия под срединно-океаническими хреб-
тами аномально разогрета и что понижен-
ная плотность ее вещества есть просто
результат теплового расширения и частич-
ного плавления, которое и яв. (яется при-
чиной вулканической активности в осевой
зоне хребта или вблизи нее.
Нельзя сказать, чтобы эта существенно
статическая картина тепловой аномалии в
мантии, порождающей срединно-океани-
ческие хребты, дающей высокие значения
теплового потока и вызывающей вулкани-
ческую активность на гребнях хребтов,
сильно отличалась от представлений, кото-
рых придерживались в то время многие
др}тие специалисты в области морской гео-
логии. Однако, обобщив все эти факты,
Хесс [7] сделал важный вывод, что эта
картина, по существу, есть не что иное, как
моментальный снимок, фиксирующий
мгновение в геологическом масштабе вре-
мени и запечатлевший какую-то одну конк-
ретную с гадию очень динамично! о процес-
са, благодаря которому происходит гаскол
континентов и образовавшиеся фрагменты
у шляются друг от друга, увлекаемые пото-
ками конвективных ячеек мантии. При
этом вс сходящие конвективные потоки
располагаются под гребнями срединно-оке-
анических хребтов, а нисходящие-под оке-
аническими желобами. Таким образом,
о <е; ническое дно постоянно обновляется
каждые несколько сот миллионов лет, а
океаническая кора в целом-всего лишь
поверхностное проявление мантии: она
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
343
легко образуется из мантии при частичном
п. [явлении и частичной гидратации послед-
ней в зонах хребтов и столь же естественно
возвращается в нее при погружении t под-
двигом в сторону суши (субдукции) в зонах
ксанических желобов.
Некоторые аспекты гипотезы спрединга
океаническо! о дна в том виде, в каком она
была впервые сформулирована Хессом,
сейчас представляются неприемлемыми,
но это не имеет значения в сравнении с
существом идеи, справедливость которой
доказана. Хесс [7], как и Холмс [8] до него,
“.ребты и желоба соотносил с крупномасш-
табными конвективными течениями в ман-
тии, соответственно восходящими и нисхо-
дящими. Это означало, что единственным
движущим механизмом спрединга морс-
кого дна и дрейфа континентов я шлется
конвекция во всей мантии со сравнительно
простой конфигурацией течений. Однако с
точки зрения современной тектоники плит
такое утверждение представляется неве-
роятным. Нерегулярная и изменчивая гео-
метрия границ между плитами (на поверх-
ности Земли это гребни хребтов, транс-
формные разломы и желоба) противоречит
простой и правдоподобной картине кон-
вективных ячеек, границы которых непо-
I едственно коррелируют с этими поверх-
ностными структурами. К тому же были
выявлены некоторые другие движущие
силы, и в первую очередь направленная в
сторону суши и действующая в желобах
сила су бдукционн' го затягивания, создава-
емая весом холодного погружающегося
блока океанической литосферы. В зависи-
мости от скорости погружения этих блоков
их температура может оставаться более
ни исой по сравнению с вмещающей ман-
1ией до глубин в сотни километров, что
объясняется очень низкой теплопровод-
ностью слагающих литосферу силикатов. В
результате субдукционные блоки являются
более плотными, чем окружающая мантия,
и поэтому тонут в ней. Конечно, спрединг
морского дна невозможен без массопере-
носа в верхней мантии от зон субдукции к
рединно-океаническим хребтам. Но даже
при наличии этого общего ограничения ха-
рактер конвекции в верхней мантии, или
астеносфере, сейчас считается достаточно
сложным, и до сих пор остается спорным
вопрос, движущими или тирмг зящими счи-
тать обусловленные конвекцией силы дей-
ствующие в основании плит.
Однако во многих других отношениях
первоначальные идеи и рассуждения Хесса
[7] не претерпели изменений. Так, напри-
мер, мелкофокусную сейсмическую актив-
ность, характерную для осевых зон хреб-
тов, он объяснил вулканизмом и движе-
ниями на разломах связанных с процессом
спрединга. а отсутствие осадков на гребнях
хребтов и небольшую мощность осадочно-
го покрова в океанических бассейнах в це-
лом-молодым возрастом последних. Его
модель объяснила также загадочное опус-
кание плосковершинных подводных гор,
или гайотов Первоначально они образовы-
вались на возвышенной поверхности моло-
дого океанического дна срединно-океани-
ческих хребтов, и волновая эрозия срезала
их вершины до уровня моря, а затем в
процессе елрединга они перемещались
вдоль склонов хребта вниз в глубоковод-
ные зоны, и сейчас их вершины находятся
на 1-2 км ниже уровня моря. Объяснение
причин погруж:ния гайотов имело особое
значение для Хесса, который во время вто-
рой мировой войны открыл эти образова-
ния и дал им названия, прежде всего на
западе Тихого океана. Когда в 1950-х годах
результаты 6j рения и драгирования под-
твердили тот факт, чте их вершины форми-
ровались в условиях мелководья, а их воз-
раст сравнительно н :велик (мел, около 100
млн. лет), удовлетворительное объяснение
причин их опускания представлялось весь-
ма туманным. Однако гипотеза спрединга
морского дна и связанного с ним погруже-
ния склонов срединно-океанического хреб-
та позволила дать простое решение этой
проблемы.
Возраст океанических бассейнов. Су-
щественное различие между предложенной
Хессом динамической моделью эволюции
океанических бассейнов и более ранними
статическими моделями становится очевид-
ным при сравнении их выводов оз носитель-
но возраста глубоководного дна океанов. В
модели спрединга океаническое дно моло-
до и недолговечно, тогда как в других
моделях оно намного древнее и отражает
344
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
существенно постоянную особенность зем-
ной поверхности. В 1960 г., оценивая возраст
океанических бассейнов и скорости спре-
динга морского дна, Хесс мог воспользо-
ваться лишь известными в то время дати-
ровками рифтообразования и расхождения
континентов в Атлантике. Эти данные
были основаны на геологии окружающих
континентальных окраин и последователь-
ной изоляции фаун на отдельных континен-
тах. Так, раскрытие Южной и Центральной
Атлантики датировалось периодом между
100 и 200 млн. лет назад, откуда следует,
что скорость спрединга, отнесенная к одно-
му флангу хребта (т.е. половинное ее значе-
ние), должна была составлять 1-2 см/год.
Опять-таки в 1960 г. Хесс мог констатиро-
вать, что на дне глубоководных зон океана
не было обнаружено пород, древнее 100 млн.
лет (не считая, конечно, экзотических об-
ломков пород, попавших в море с судов, и
обломочного материала ледового разноса),
но этому не придавалось особого значения,
так как на океаническом дне преобладают
конструктивные процессы, связанные с сов-
ременными вулканизмом и осадконакопле-
нием, и поэтому при опробовании почти
неизбежно отбирается материал молодого
возраста. Впоследствии большие усилия
прилагались к тому, чтобы для драгирова-
ния и бурения опробовать сбросовые усту-
пы и участки, эродированные придонными
течениями, где на поверхность могли выхо-
дить более древние породы. Эти попытки
позволили несколько увеличить возраст
наиболее древних образцов, но надежные
определения возраста самых древних осад-
ков, залегающих на любом конкретном
участке океанического дна, стали возмож-
ными лишь с началом работ по глубоко-
водному бурению в 1968 г.
Тем временем Вайн и Маттьюз [14]
дополнили представления о спрединге
морского дна гипотезой, на основании ко-
торой были сделаны оценки возраста океа-
нических бассейнов, эволюции их спрединга
и скоростей спрединга. В 1950-х годах над
гребнями срединно-океанических хребтов и
на северо-востоке Тихого океана были за-
регистрированы четко выраженные магнит-
ные аномалии (возмущения магнитного
поля Земли). Интенсивность этих аномалий
по краям резко падала, и они обладали
такими замечательными свойствами, как
линейность и непрерывность их простира-
ния, нарушавшиеся лишь в местах их пере-
сечения с поперечными зонами разломов.
Эти особенности отличали их от наблю-
давшихся ранее аномалий в континенталь-
ных областях, и их происхождение первое
время казалось несколько таинственным.
Однако в 1963 г. Вайн и Маттьюз выска-
зали предположение, что эти аномалии воз-
никают в результате комбинации спрединга
морского дна и обращений полярности
(инверсий) магнитного поля Земли: лето-
пись инверсий сохраняется в виде неизмен-
ной (или ископаемой) намагниченности
верхних базальтовых слоев океанической
коры. Если зто модель верна, чередую-
щиеся зоны нормально и обратно намагни-
ченной коры должны быть параллельны
гребням срединно-океанических хребтов, а
быстрые смены полярности должны приво-
дить к линейности наблюдаемых аномалий
и резкому спаду их интенсивности по кра-
ям. Нормальная намагниченность коры
совпадает по направлению с современным
магнитным полем Земли, и, в частности,
она наблюдается в осевых зонах хребтов,
т.е. в зонах самой молодой коры. К 1966 г.
была разработана хронологическая шка-
ла геомагнитных инверсий за последние
3,5 млн. лет, в основу которой были поло-
жены результаты измерений полярности
многочисленных тщательно датированных
лавовых потоков, изливавшихся в указан-
ный период времени, и измерений чередую-
щихся инверсий в палеонтологически дати-
рованных осадочных разрезах того же пе-
риода. Взяв на вооружение эту шкалу, Вайн
[12] показал, что наблюдаемые над гребня-
ми срединно-океанических хребтов магнит-
ные аномалии можно объяснить, если при-
нять гипотезу Вайна и Маттьюза и предпо-
ложить, что скорости спрединга оставались
существенно постоянными последние не-
сколько миллионов лет. Фактически, пос-
кольку временная шкала инверсий известна
с хорошей точностью, ошибки определения
скоростей спрединга не выходят за пределы
каких-нибудь нескольких процентов. Эти
определения дают 1-2 см/год для флангов
хребтов в Атлантическом и Индийском
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
345
океанах и систематически более высокие
значения для Тихого океана. Впоследствии
было установлено, что скорости современ-
ного спрединга максимальны в централь-
ной части Тихого океана на участке Восточ-
но-Тихоокеанского поднятия непосредст-
венно южнее экватора и составляют там
около 9 см/год для фланга хребта.
По мере дальнейшего накопления дан-
ных о магнитных аномалиях в океаничес-
ких бассейнах стало ясно, что порядок че-
редования аномалий, все более удаленных
от гребней срединно-океанических хребтов
и даже распространяющихся на абиссаль-
ные равнины, одинаков во всех океаничес-
ких бассейнах, и это можно объяснить спре-
дингом морского дне и инверсиями маг-
нитного поля Земли в последние 100-200
млн. лет. Это счастливое сочетание двух
глобальных земных процессов - спрединга
морского дна и геомагнитных инверсий -
дает удивительно детализированную про-
странственно-временную картину эволю-
ции океанических бассейнов (см. Океани-
ческая кора, геометрия геомагнитного
поля}. Сначала в 1968 г. возраст этих ано-
малий, а значит, и геомагнитных инверсий
и соответствующих участков морского дна,
был определен из условия постоянства ско-
ростей спрединга и по немногим образцам
пород, полученным способом драгирова-
ния и бурения дна. Начиная с 1968 г. с
помощью буровых исследовательских су-
дов «Гломар Челленджер» и «Джойдес
Ресольюшн» было опробовано свыше 500
участков глубоководных океанических бас-
сейнов, и хотя не на всех из них были
вскрыты полные осадочные разрезы, эти
исследования дали материал для строгой и
всесторонней проверки гипотезы спрединга
морского дна, и в частности оценок возрас-
i<i океанического дна по данным магнит-
ных аномалий. Эти оценки, а с ними и вся
। ипотеза блестящим образом подтверди-
лись; небольшие поправки в тех случаях,
когда они оказались необходимы, не пре-
высили нескольких миллионов лет.
Позднейшие разработки. Проводив-
шиеся с 1968 г. исследования по проблеме
спрединга морского дна увенчались целым
рядом достижений, из которых в первую
очередь упомянем концепцию спрединга в
тылу островных дуг, усовершенствование
наших представлений о природе вариаций
теплового потока в осевых зонах средин-
но-океанических хребтов и улучшенные мо-
дели строения и состава коры, образован-
ной в процессе спрединга. Явление спре-
динга в тылу островных дуг впервые было
открыто Каригом [9], и хотя время актив-
ности центров этого спрединга короче и
залегают они на больших глубинах, в дру-
гих отношениях они вполне аналогичны
центрам спрединга главных океанических
бассейнов. Активные центры спрединга в
тылу островных дуг существуют сейчас над
зонами субдукции за островными дугами и
образуются, когда основная плита за ост-
ровной дугой удаляется от оси желоба или
зоны субдукции [2]. Ситуация выглядит
таким образом, что субдукционный блок в
мантии не в состоянии продвинуться впе-
ред (к островной дуге) и, погружаясь в
мантию, не только тянет за собой океани-
ческую плиту, с которой соединен, но и
создает всасывающую силу, действующую
на вышележащую островную дугу. Многие
окраинные моря, особенно на западе Тихо-
го океана, по-видимому, образовались как
следствие одной или нескольких фаз спре-
динга в тылу островных дуг, о чем свиде-
тельствуют развитые над ними магнитные
аномалии [15, 1].
Модели остывания вновь образующейся
литосферной плиты предсказывают простую
зависимость между тепловым потоком или
глубиной и возрастом новой коры. Ясно,
что как тепловой поток, так и превышение
океанического дна вследствие остывания
должны систематически уменьшаться с воз-
растом. Этот вывод, как правило, подт-
верждается данными наблюдений при од-
ном существенном исключении: измерения
теплового потока на гребнях срединно-
океанических хребтов дают широкий спектр
различных значений, включая и теорети-
чески предсказанные. Смысл этих резуль-
татов стал понятен лишь после того, как
было установлено, что передача тепла во
вновь образующейся океанической коре
осуществляется не только посредством
теплопроводности, как предполагалось в
существующих моделях, но и конвектив-
ным путем в процессе гидротермальной
!1 490
346
СПРЕДИНГ МОРСКОГО ДНА
циркуляции морской воды в самых верхних
слоях коры. Однако со временем приток
тепла снизу убывает, существующие в коре
поры и трещины залечиваются вновь обра-
зующимися глинистыми минералами, а по-
верхность коры покрывается осадочным
чехлом все возрастающей мощности; все
эти факторы уменьшают влияние конвек-
тивной теплопередачи, по крайней мере в
непосредственной близости от поверхности
морского дна, на которой и измеряется
тепловой поток. Таким образом, тепловой
поток на поверхности более древнего океа-
нического дна, а точнее океанического дна
любого возраста, если оно покрыто мощ-
ным слоем осадков, является гораздо более
устойчивым и в целом согласуется со зна-
чениями, предсказанными в моделях кон-
дуктивного остывания [10]. Замечатель-
ным доказательством реальности гидро-
термальной циркуляции в коре осевых зон
срединно-океанических хребтов стало
открытие горячих источников и черных ку-
рильщиков на гребне Восточно-Тихооке-
анского поднятия к югу от Калифорнийс-
кого залива (21° с.ш.). Эти источники и
связанные с ними металлоносные осадки и
экзотические, ранее не известные формы
жизни были обнаружены и сфотографиро-
ваны непосредственно из глубоководных
погружаемых аппаратов [10].
Хесс [7] предположил, что океаническая
кора, образующаяся при спрединге морско-
го дна, должна состоять главным образом
из серпентинита (гидратированное вещест-
во мантии) с тонким базальтовым слоем,
продуктом частичного плавления мантии
Однако по современным воззрениям про-
порции в этом соотношении прямо проти-
воположны, т.е. кора имеет преимущест-
венно базальтовый состав с залегающим в
ее основании тонким слоем серпентизиро-
ванных ультраосновных пород. Модели
петрологии и строения океанической коры
получены не только по материалам изуче-
ния драгированных и разбуренных океани-
ческих изверженных пород, но и по резуль-
татам исследований так называемых офио-
литовых комплексов на суше [4].
Офиолиты-это ассоциации основных и
ультраосновных магматических пород, ко-
торые, как полагают, представляют собой
надвинутые чешуи ранее существовавшей
океанической литосферы. Их внутреннее
строение дает основания предположить,
что подушечные лавы океанического дна
ниже постепенно и во все возрастающей
пропорции уступают место дайкам, а на
глубине около 1 км резко переходят в слой,
сложенный исключительно дайками. Ниже
глубины около 2 км начинаются грубозер-
нистые породы базальтового состава (т.е.
габбро) и ассоциирующие кумулаты и диф-
ференциаты, характерные для кристаллиза-
ции в магматической камере. Некоторые
кумулаты в основании комплекса магмати-
ческой камеры имеют ультраосновной сос-
тав и вместе с какой-то частью остаточной
(ультраосновной) мантии в результате час-
тичной гидратации переходят в тонкий сер-
пентизированный слой в основании коры.
Итак, для верхней части коры характерны
подушечные лавы, дайки и сбросы или
листрические разломы, тогда как нижняя ее
часть представлена одной или несколькими
магматическими камерами. Это подтверж-
дается данными наблюдений на море, в
том числе сейсмическими, которые свиде-
тельствуют о том, что в наше время под
гребнем Восточно-Тихоокеанского подня-
тия находится магматическая камера [5].
Офиолиты встречаются в орогенических
поясах всех возрастов и представляет со-
бой, скорее всего, фрагменты ранее сущест-
вовавшей океанической литосферы, захва-
ченные в процессе горообразования. В свя-
зи с этим особое значение приобретает
время их образования, которое зачастую
намного древнее большинства известных
ныне эпизодов спрединга морского дна и
дрейфа континентов, задокументирован-
ных с поражающей воображение деталь-
ностью в современных океанических бас-
сейнах. При правильной интерпретации они
могут стать ключом к решению вопросов,
связанных с древними циклами спрединга
морского дна и дрейфа континентов и с
существованием процессов тектоники плит
в далеком геологическом прошлом.
Ф.Дж. Войн (F.J. Vine, School of
Environmental Sciences, University of
E. Anglia Norwich, England
NR4 7TJ).
срыв
347
ЛИТЕРАТУРА
1. Barker Р. F. and Hill I. А., 1981, Back-arc exten-
sion in the Scotia Sea, Royal Soc. London
Philos. Trans. 300A, 249 262.
2. Chase C. G., 1978, Extension behind island arcs
and motions relative to hot spots, Jour. Geop-
hys. Research 83, 5385-5387.
3. Dietz R.S.. 1961, Continent and ocean basin
evolution by spreading of the sea floor. Nature
190, 854-857.
4. Gass I.G., 1980, The Troodos Massif: its role in
the unravelling of the ophiolite problem and its
significance in the understanding of constructive
margin processes, Proc. Int. Ophiolite Sympo-
sium, Cyprus, 1979, Cyprus: Geological Survey
Department, 23-35.
5. Herron T.J. et al., 1978, Strukture of the East
Pacific Rise crest from multichannel seismic
reflection data, Jour. Geophys. Research, 83,
798-804.
6. Hess H.H., 1960, Evolution of ocean basin.
Report to Office of Naval Research on research
supported by ONR contract Nonr 1858 (10),
38 p.
7. Hess H. H., 1962, History of ocean basins, in
A.E.J. Engel et al., eds.. Petrologic Studies: A
Volume in Honor of A. F. Buddington. Boulder,
Colo.: Geological Society of America 599-620.
8. Holmes A., 1931, Radioactivity and Earth mo-
vements, Geol. Soc. Glasgow Trans. 18, 559-606.
9. Karig D.E., 1970, Ridges and basins of the
Tonga Kermadec island arc system. Jour.
Geophys. Research 75, 239-254.
10. Sclater J.G., Jaupart C. and Galson D„ 1980,
The heat Horn through oceanic and continental
crust and heat loss of the Earth, Rev. Geophys.
Space Phys. 18, 269- 311.
11. Spiess F.N. et al., 1980, East Pacific Rise: hot
springs and geophysical experiments, Science
207, 1421-1433.
12. Vine F.J., 1966, Spreading of ocean floor: new
evidence, Science 154, 1405-1415.
13. Vine F.J. and Hess H.H., 1971, Sea floor sprea-
ding, in A. E. Maxwell, ed., The Sea, vol. 4, Part
II. New York: Wiley-Intersience, 587-622.
14. Vine F.J. and MatthewsDH, 1963, Magnetic
anomalies over ocean ridges, Nature 199, 947-949.
15. Weissel J.K., 1981. Magnetic lineations in mar-
ginal basins of the western Pacific, Royal Soc.
London Philos. Trans. 300A, 223 247.
СРЕДНЕЕ НАПРЯЖЕНИЕ -
см. НАПРЯЖЕНИЯ
СРЫВ
История концепции и масштаб проявле-
ния. Срыв -от французского слова decol-
Icment, означающего отделение или отклеи-
вание. Этот термин используется для опи-
сания процессов соскальзывания или спол-
23*
Рис. 1. Скольжение полуконсолидированных осад-
ков (по фотографии Бентора).
зания вдоль плоскостей напластования или
по некомпетентным слоям и, следователь-
но, характеризует широкий круг явлений, к
которым применяются термины разломо-
образование срыва, дисгармоничная складча-
тость, механическая потеря сплошности,
послойное разломообразование, гравита-
ционное скольжение и покровная складча-
тость.
Концепции срыва были предложены
очень давно. Аналогом срыва в нашем
повседневном опыте с незапамятных вре-
мен является независимое перемещение
ковра по полу или скатерти (по-фран-
цузски скатерть-nappe) по столу.
Продвижение к познанию крупномасш-
табных структурных явлений шло от изуче-
ния субаквальных оползней (рис. 1) н того
же масштаба складчатости, возникающей
иногда в процессе гравитационного ополза-
ния в тонких прослоях, далее через крупно-
масштабные оползни (рис. 2) к независимо-
му перемещению целых осадочных комп-
лексов, особенно в краевых складчатых и
надвиговых поясах, таких, как расположен-
ные вдоль восточного края североамери-
канских Кордильер, от Мексики до
Рис. 2. Схема континентального оползня в Ан-
коридже, Аляска, 1964 г. [16].
348
СРЫВ
3 В
Рис. 3. Краевой складчатый и надвиговый пояс, канадские Скалистые горы. Черное-нижний
палеозой, серое верхний палеозой, белое третичные породы [1].
СЗ Покров фундамента ЮВ
Осадочный
Рис. 4. Срыв в зоне континентального столкновения, Альпы. Темно-серое - средняя и нижняя кора
Африканской плиты, светло-серое-тонкие покровы фундамента, сорванные с обеих плит, серое -
верхняя кора Европейской плиты, черное офиолитовый покров (фрагменты океанической коры и
литосферы из океана Тетис). Между покровами фундамента находятся осадки (белое), которые
сдвинуты на фундамент из их первоначального положения. На севере форланда - множество
осадочных покровов срыва, надвинутых на край ранее образовавшегося Рейнского грабена в горах
Юра (ср. [11]).
Рис. 5. Ступенчатые сбросы, состоящие из крутопадающих взбросов (рампов) и горизонтальных
площадок (сегменты срыва). Если ступени резко обрываются, то сохранение мощности слоев и длины
слоя приводит к складкам излома (так называемым складкам волочения в растянутом срыве) в
верхней плите (ср. [15]). Наблюдения, однако, показывают, что сегменты сочленяются чаще
округлыми, а не угловатыми участками (ср. с рис. 3). Сохранение объема фактически требует, чтобы
исходный объем из зоны источника ДР равнялся объему, перенесенному при складко- и разломо-
образовании выше пунктирной линии, проведенной в зоне опускания.
СРЫВ
349
Арктики (рис. 3), а также в провинции
Долин и Хребтов Аппалачей, в горах Юра
и субальпийских горных цепях Франции и
Швейцарии и, наконец, до геотектонических
концепций, подобных тектонике плит (рис.
4), согласно которой литосфера скользит
по астеносфере.
Распространенность явления срыва гео-
метрически объясняется тем, что Земля
имеет слоистое строение. С динамической
точки зрения, это расслоение характери-
зуется анизотропией в реологических свой-
ствах, связанной с преобладающей теку-
честью вдоль субпараллельных плоскостей
или зон ослабленных пород (некомпетент-
ных слоев).
Срыв и ступенчатые взбросы. Наиболее
широко термин срыв употребляется в при-
менении к участкам послойного скольже-
ния, на которых образуются ступенчатые
взбросы (рис. 5). Подобные отрезки срыва
могут иметь небольшую длину или, наобо-
рот, тянуться на десятки и даже сотни
километров. Смещение висячего крыла или
верхней плиты может не зависеть от длины
полного сегмента. При больших смещениях
первоначальный покров заменяется покро-
вом совершенно иной седиментационной
обстановки и образуется истинный аллох-
тон, несмотря на его вертикальное положе-
ние и видимую стратиграфическую непре-
рывность. Такой срыв трудно распознать
по его залеганию, и для его выявления
необходимы региональные данные.
Зарождение и развитие срыва. Относи-
тельная устойчивость висячего крыла на
будущем слое скольжения может иметь
такие свойства, которые допускают разви-
тие длинного прямолинейного участка сры-
ва без деформации верхней плиты (началь-
ный срыв-например, срыв под молассовым
бассейном Швейцарской равнины). С дру-
гой стороны, верхняя плита после образо-
вания ограниченного срыва может дефор-
мироваться, стабилизируя свое положение
частично путем тектонического утолщения
и частично за счет роста гравитационного
потенциала, а затем начинается новый срыв
(прогрессивный срыв [4]). В этом процессе
структуры висячего крыла, образовавшиеся
на предыдущей стадии срыва, деформи-
руются при последующем срыве (таковы,
например, складчатые взбросы фактически
во всех складчатых и надвиговых поясах,
рис. 3 и 4).
Механизм смазки на поверхности срыва.
Необходимым условием, обеспечивающим
смазку при срыве, является достаточно низ-
кая прочность пород. Деформационные
карты (ср. [14]) указывают на множество
типов смазки, образующихся в зависимо-
сти от температуры. В области низких тем-
ператур, где особенно часто используется
понятие о срыве, выбор ограничен следую-
щими механизмами.
а. Скольжение по дискретным поверх-
ностям разломов или катакластическое те-
чение при высоком поровом давлении, в
частности в глинистых сланцах. В прогрес-
сивном срыве поровое давление может воз-
растать в его фронтальной части и тем
самым облегчать развитие процесса [4].
Поровое давление, вероятно, также эффек-
тивно действует при высокой температуре
благодаря дегидратации слабо или совсем
не метаморфизованных осадков в верхней и
средней коре или при дегидратации серпен-
тинита .
б. Диффузия по границам зерен, как это
происходит при растворении под давле-
нием или ползучести Кобла, в частности в
легкорастворимых эвапоритах и при повы-
шенных температурах в тонкозернистых
известняках.
в. Дислокационная ползучесть, особен-
но в эвапоритах и в меньшей степени в
известняках.
Согласно наблюдениям, указанные ме-
ханизмы деформации обычно действуют
одновременно или конкурируя между со-
бой, или усиливая друг друга. Многие ми-
нералы допускают эти механизмы при вы-
сокой температуре, но малых напряжениях
и средних скоростях деформации. В част-
ности, при метаморфизме происходят диф-
фузионные процессы (высокотемператур-
ная внутризерновая диффузия Набарро-
Херринга). Деформационное размягчение в
фундаменте, особенно в кварцсодержащих
породах, приводит к образованию мило-
нитовых зон, а в других частях хрупкие
зоны разрушаются взрывообразно (при
землетрясениях), создавая псевдотахилито-
вые жилы. В таких высокотемпературных
350
СРЫВ
условиях резко выраженный срыв ассоци-
ируется с разветвленным (часто простым)
сдвигом, который имеет важное значение в
процессе срыва массивов пород.
Динамика. Поскольку объемные силы
способствуют срыву [6], многие исследо-
ватели отождествили его с гравитацион-
ным скольжением. Однако подавляющее
число данных показывает, что многие чер-
ты срыва связаны с поверхностными си-
лами (толчок), возникающими на конвер-
гентных границах плит. Скользящие слои,
по-видимому, достаточно ослаблены, что-
бы в них развивались ступенчатые сбросы,
зарождающиеся в зонах субдукции и про-
никающие в область форланда. Иногда ста-
вится вопрос, является ли этот процесс
поддвиганием или надвиганием, однако
для механики это несущественно, так как
сопротивление движению зависит от отно-
сительного смещения.
Ранние теоретические работы с исполь-
зованием теоретических методов [5, 6] ос-
новывались на больших упрощениях. Кро-
ме трения на отрезках срыва необходимо
учитывать сопротивление вблизи бортов
(рампов). С учетом этого эффекта было
получено аналитическое решение для про-
грессивного срыва в клинообразных телах
[4]. Широко применяется численное моде-
лирование (в частноти, метод конечных
элементов [2, 12]), позволяющее рассмат-
ривать более сложные структуры. Однако
истинное поведение пород в соответствую-
щих деформационных процессах при низ-
ких геологических скоростях деформаций
(10“12 —10“15 с-1) известно настолько
плохо, что исходные данные для численных
моделей часто сомнительны и сильно из-
меняются по мере накопления фактов.
Пространственное развитие срыва-другой
мало до сих пор изученный аспект этого
процесса. Экспериментальные данные ука-
зывают на развитие поперечных разломов
или наклоненных рампов, обусловленное
ранее существовавшими разломами или
другими поперечными границами и пересе-
чениями зоны срыва (например, горы Юра
[8]).
Срыв и тектоника плит. В тектонике
плит множество процессов срыва относится
главным образом к конвергентным грани-
цам плит. Главным срывом является'дви-
жение литосферы по астеносфере. В комп-
лексах зон субдукции проявляются неглу-
бокие системы срывов: кора на литосфере,
верхняя кора на средней коре, срыв внутри
верхней коры из-за скачка реологических
свойств, осадки на некомпетентных осадоч-
ных слоях. Эти процессы приводят к пост-
роению клинообразных структур в верхней
плите, которые окаймляют орогенную или
конвергентную границу плит (краевые
складчатые и надвиговые пояса).
Связи областей срыва с окружающими
породами на различных отрезках срыва в
большинстве случаев остаются запутан-
ными вследствие их неоднократной дефор-
мации и ограниченности данных. Особенно
это относится к зонам, в которых срывы
осадочного покрова граничат с фундамен-
том и соответственно с глубиной изменя-
ются типы пород и их реологические свой-
ства. Покровы фундамента обычно очень
тонки (рис. 4, [3]), что указывает на срыв
внутри верхней коры, а его связь с глубин-
ной корой остается неясной.
В сейсмических разрезах океанических
зон субдукции (многочисленные примеры
см. в [9]), хорошо просматриваются пос-
ледовательно расположенные зоны срыва, с
которым связано образование чешуйчатых
структур в процессе соскребания пород
верхней плиты. Конвергенция континентов
часто приводит к обдукции оторванных
тонких массивов («чешуй», по Оксбургу
[13]). На дивергентных границах плит в
континентальных окраинах в самых верх-
них слоях мощностью несколько километ-
ров образуются нормальные разломы, по-
верхности которых изгибаются вверх (лист-
рические разломы) и внедряются в субгори-
зонтальные зоны срыва. Ниже этих зон
кора и мантийная литосфера растянуты в
разной степени [10].
Г. П. Лаубшер (Н. Р. Laubscher,
Geological Institute, University of
Basel, Bernoullistrasse 32, Basel (4056)
Switzerland)
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
351
ЛИТЕРАТУРА
I. Bally A. W., Gordy P.L. and Stewart G.A., 1966,
Structure, seismic data and orogenic evolution
of southern Canadian Rocky Mountains, Cana-
dian Petroleum Geol. Bull. 14, 337 381.
2. Bird P„ 1978, Finite element modeling of litho-
sphere deformation: the Zagros collision oro-
geny, Tectonophysics. 50, 307 336.
3. Cook F. A.. Albaugh D., Brown L., Kaufman S.,
Oliver J. and Hatcher R„ 1979, Thinskinned
tectonics in the crystalline southern Appala-
chians, Geology' 7, 563-567.
4. Davis D., Suppe J. and Dahlen F.A., 1983, Me-
chanics of fold-and-thrust belts and accretionary
wedges, Jour. Geophys. Research 88, 1153-1172.
5. Hafner W., 1951, Stress distributions and fual-
u.ig, Geol. Soc. Amerika Bull, 62, 373-398.
6. H d bert M.K. and Rubey WW., 1959, Role of
fluid pressure in mechanics of ".erthrust faul-
ting, 1. Mechanics of fluid-filled porous solids
_nd its application to overthrust faulting. Geol.
Soc. Amerika Bull. 70, 115-166
7. Laubscher H. P., 1972, Some overall aspects of
Jura dynamics, Am. Jour. Science 272, 293- 304.
8. Laubscher H. P, 1983, Detachment, schear, and
compression in the central Alps, Geol. Soc.
America Mem. 158, в печати.
9. Leggett J. K„ ed., 1982. Trench-Forearc Geology:
Sedimentation and Tectonics on Modern and
A icient Active Plate Margins. Oxford: Black-
well Scientific Publications, 576 p.
10. Le Pichon X., Angelier J. and Sibuet J.C., 1982,
Plate boundaries and extensional tectonics, Tec-
tonophysics 81, 239-256.
11. Mueller St., 1982, Deep structure and recent
dynamics in the Alps, in K. J. Hsii, ed., Moun-
tain Building Processes, London: Academic
Press, 263 p
12. Muller W.H. and Hsii K.J., 1980, Stress distri-
bution in overthristing slabs and mechanics of
Jura deformation. Rock Mechanics, Suppl. 9.
219-232.
13. Oxburgh ER., 1972, Flake tectonics and conti-
nental collission, Nature, 239, 202-204.
14. Rutter E. H., 1976, The kinetics of rock defor-
lation by pressure solution, Royal Soc. London
Philos. Trans. Series A 283, 203-219.
15. S ippe J., 1983, Geometry and kinematics of
fault-related parallel folding: 1. Fault-ben I fol-
ding, Am. Jour. Sci., в печати.
16. Voight В. 1976, Mechanics of thrust faults and
decollement, in Benchmark Papers in Geology,
32, Stroudsburg Dowden, Hutchinson and
Ross, 471 p.
СТОЛБЧАТАЯ ОТДЕЛЬНОСТЬ
см. ТРЕЩИНЫ И РАЗРЫВЫ
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
Поскольку геологические структуры
влияют на устойчивость пород к эрозии и
выветриванию, они во многом определяют
характер геоморфологических процессов,
создающих специфические формы рельефа.
Структурный контроль рельефа может
быть активным или пассивным, а его по-
следствия первичными или вторичными.
Активный структурный контроль осущест-
вляется непосредственно во время тектони-
ческого события. К первичным результа-
там относятся формы рельефа, создавае-
мые самими тектоническими силами, тогда
как вторичные результаты это-рельеф,
с [ эрмированный воздействием на структу-
ры эрозии и выветривания в течение како-
го-то времени. Изучение самих форм релье-
фа часто недостаточно, чтобы отделить
первичные результаты от вторичных.
Структурный контроль может осущест-
вляться в отношении характера как релье-
фа, так и речной сети. Речная сеть настоль-
ко чувствительна к структурному контро-
лю, что ее рисунок часто позволяет сделать
определенные выводы о геологическом
строении. Это объясняется тем, что реки
прокладывают свои русла в породах, менее
устойчивых к воздействию эрозии (рис. 1)
[26, 10].
Влияние разломов. Образование разло-
мов непосредственно влияет на рельеф и
рисунок речной сети. Более того, плоскость
разлома, а также возникающие при движе-
ниях на ней глинка трения и брекчии опре-
деляют пути предпочтительного воздейст-
вия эрозии и выветривания. Геоморфологи-
ческие объекты, существование которых
связано с образованием разломов, перечис-
лены в табл. 1 и показаны на рис. 2.
Уступы являются первичными формами
рельефа, возникающими при образовании
разломов; они описаны в ряду последствий
многочисленных землетрясений, в частнос-
ти в районе озера Хебген, шт. Монтана
[24], вдоль фронта Уосатч, шт. Юта [5,
14], и в Неваде [20]. В тех местах, где такие
уступы пересекаются с руслами рек, обра-
зуются пороги (например, в русле Кабин-
Крик и каньоне Ред в районе озера Хебген).
Пороги могут быть вторичной природы,
если река прокладывает свое русло после
поднятия. К поверхностным формам, обу-
словленным движениями на разломах зоны
Сан-Джасинто в Калифорнии, относятся
352
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
Рис. 1. Структурный контроль конфигурации
речной сети: а - радиальная на куполе; б - центро-
стремительная во впадину; в параллельная кон-
секвентная на наклонных слоях; г ветвистая на
однородных породах; д- решетчатая на склад-
чатых слоях; е- кольцевая на эродированном
куполе.
обезглавленные и смещенные речные русла,
уступы и сбросовые террасы, замкнутые
котловины и поднятия рельефа, а также
первичные и вторичные барьерные («заго-
раживающие») хребты [19]. Келлер и др.
[12] и Рокуэлл и др. [18] описывают раз-
личные формы рельефа, связанные с движе-
ниями по разломам в бассейне Вентура в
Калифорнии. Среди них свежие обрывы,
линейные уступы вдоль краев террас, сме-
щенные и наклонные поверхности террас,
обратные водотоки, западинные озера, а
также наклонные и смещенные аллювиаль-
ные конусы выноса. Хук [9] описывает
конусы выноса в Долине Смерти в Кали-
форнии, смещенные движениями по разло-
мам. В Японии разломами смещены мно-
гие речные террасы [16], например террасы
реки Кисо по разлому Атера [17].
Вдоль разломов могут вырабатывать
свои русла субсеквентные потоки. Приме-
ром прямолинейного речного русла, соз-
данного эрозией на разломе, может слу-
жить каньон Брайт-Анджел в Аризоне. Го-
ры Адирондак рассечены многочисленны-
ми прямолинейными долинами и озерными
бассейнами, ложа которых выработаны
вдоль разломов. Туидейл [22] приводит
много примеров влияния, которое движе-
ния по разломам оказывают на реки, в том
числе отклонение реки Муррей, Австралия,
сбросовым блоком и прямолинейные доли-
ны вдоль разлома Веллингтон в Новой
Зеландии. По краям крупных речных долин
могут оставаться висячие притоки, русла
которых проложены в легко эродируемой
глинке трения. Водотоки с руслами вдоль
разломов, поперечных к простиранию хреб-
та, пропиливают речные ущелья, которые
со временем становятся сухими руслами,
после того как в процессе развития субсек-
вентной речной сети река перехватывается
другим руслом.
Глыбовые горы, известные, например, в
физико-географической провинции Долин и
Хребтов на юго-западе США, возникают в
результате последовательных эпизодов
разломообразования и эрозии. В зоне раз-
ломов Уосатч можно наблюдать как пер-
вичные, так и вторичные эффекты процес-
сов разломообразования и эрозии, повто-
ряющихся в течение длительного периода
времени [6]. В прямолинейной фронталь-
ной зоне блока гор Уосатч встречаются
треугольные грани, бокаловидные долины,
хребты, ортогональные относительно к
главному водоразделу, дислоцированные
террасы и конусы выноса, западинные озе-
ра и свежие небольшие уступы в основании
хребта. Выявлены многочисленные мелкие
грабены [14], а крупная долина Солт-
Лейк-Джордан западнее этих гор пред-
ставляет собой крупный грабен, или рифто-
вую долину. Хорошо известны другие риф-
ты, служащие речными долинами и озерны-
ми бассейнами, например, система Мерт-
вое море-река Иордан, озеро Байкал, до-
лина Рейна и африканские рифты.
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
353
Таблица 1. Геоморфологические эффекты движений по разломам
Рельеф
Речная сеть
Приразломный уступ*
Линия приразломного уступа2
Прямолинейный горный фронт, уступ, хребет1,2
Смещенный хребет («загораживающие» хребты)1,2
Грабен, рифтовая долина или сбросовая впадина*
Горст*
Дислоцированные терраса, конус выноса и(или)
педимент*
Терраса или уступ2
Глыбовая гора1,2
Треугольная грань или отрог2
Ортогональный рисунок отрогов2
бокаловидная долина2
Остаточный холм, купол2
Оползень, обломочная лавина*
Сдвоенная вершина2
Смещение русла или долины*
Обезглавленные, смещенные или подпруженные
реки*
Пороги1,2
Умирающие реки1,2
Висячий приток1,2
Западин ное озеро*
Источники*
Линейное русло или долина1,2
Речное или сухое ущелье2
Субсеквентная река2
Ущелье2
Врезанный конус выноса и(или) педимент2
Центростремительный рисунок речного стока в
рифтовую впадину2
1 Первичная форма.
2 Вторичная форма.
Наконец, обычными при землетрясени-
ях являются оползни, когда сотрясения
грунта приводят в движение склоновые от-
ложения. Несколько оползней произошло в
районе Хебген при землетрясении 1959 г.;
разнообразные движения масс сопровожда-
ли Аляскинское землетрясение 1964 г. [8].
Перуанское землетрясение 1970 г. вызвало
катастрофические оползни и обломочные
лавины [4].
Складчатость и наклоны. В рельефе про-
гибание проявляется в виде трога или впа-
дины, а сводообразование или антикли-
нальная складчатость-в виде первичных
холмов или хребтов (табл. 2). Если до
сводового выгибания поверхности по ней
протекает река и если темпы врезания и
тектонических процессов одинаковы, поло-
жение ее русла останется прежним. По-
добные антецедентные реки и их долины
существуют в главной поперечной речной
сети Гималаев. Полагают также, что от-
дельные участки реки Мёз во Франции и
Долорес в Колорадо являются антецедент-
ными по отношению к структурам, кото-
рые они пересекают. Если речная система
не успевает приспособиться к тектоничес-
ким движениям, воздымающаяся складка
Рис. 2. Эффекты складчатости: а сбросовый ус-
туп с бокаловидными долинами, выработанны-
ми в прямолинейном склоне приподнятого бло-
ка; б-эрозия блока с треугольными гранями
между долинами, ортогональными хребтами,
простирающимися вниз от прямолинейного во-
дораздела, и прямолинейным горным фронтом с
конусами выноса.
354
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
Таблица 2. Геоморфологические эффекты складчатости
Первичные формы Вторичные формы
Антиклинальные хребты Синклинальные впадины Антецедентные реки и долины Консеквентные реки Наложенные потоки Радиальный рисунок речной сети (купола, антикдина пи)
Изогнутые террасы Центростремительный рисунок речной сети (синклинали) Субсеквентные потоки Решетчатые системы стока Кольцевые системы стока Сухие и речные ущелья Ущелья Асимметричные долины «Утюги», гряды, куэсты (моноклиналь- ные хребты) Протяженные согласные долины и хребты Сигаровидные размытые антиклинали Зигзагообразные гряды Килевидные эродированные синклинали Обращенный рельеф Дугообразные хребты и гряды Купола
может отклонить поток, обезглавить его
или даже обратить его течение вспять. Олье
[15] показал, что в районе Сидней Шол-
хейвен, Австралия, реки отклонены текто-
ническим изгибом. Примеры обезглавлива-
ния, обтекания и антецедентности имеются
в речной системе южного побережья Новой
Гвинеи [3]. Длительное складкообразова-
ние может также приводить к деформациям
террас. В качестве примеров структурных
форм рельефа этого типа Ота [17] приво-
дит искривленные террасы рек Огуни и
Синано в Японии.
Позже, когда начинается эрозия припод-
нятых пород, первоначальные радиальные
(в случае купола) или консеквентгые пото-
ки, стекающие от гребня антиклинали, вре-
заются в поверхностные пороты, обнажая
нижезалерающие наклонные слои. Избира-
тельная эрозия приводит к образованию
таких форм рельефа, как «утюги», гряды и
куэсты на краях наклонных слоев (рис. 3).
В процессе эволюции речной системы преи-
мущественным направлением деградации
может оказаться простирание менее устой-
чивых к эрозии обнаженных слоев, и в этом
случае возникает субсеквентный рисунок
речной сети. Аналогичным образом меня-
ется со временем и центростремительная
система стока в синклинальную впадину.
Далее, эрозия как антиклиналей, так и син-
клиналей дает решетчатый рисунок речной
сети. Речная сеть вокруг эродированного
купола может иметь кольцевой рисунок,
при котором долины и водоразделы распо-
лагаются вокруг ядра купола (см. рис. 1, ё).
Радиальную систему стока можно видеть
на топографических картах гор Адирондак,
шт. Нью-Йорк, гор Генри, шт. Юта, и в
районе озера Инглиш. Кольцевой рисунок
характерен для речной сети, опоясывающей
горы Блэк-Хилс, Северная Дакота, и Уилд
в Англии. Хорошо развитые решетчатые
системы встречаются во многих складча-
тых поясах, в том числе в горах Загрос,
Иран и Уошито, Арканзас, и в складках
Аппалачей в Пенсильвании и Виргинии.
В процессе развития дренажной :истемы
могут образовываться речные и ветровые
ущелья, когда консеквентны? потоки, теку-
щие оптогонально к осям складчатости,
перехватываются субсеквентным потоком,
русло которого врезается в менее устойчи-
вые к эрозии породы. Потоки, пересекаю-
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
355
Рис. 3. Эрозия наклонных слоев:
а- куэсты в пологопадающих поро-
дах; б-утюги (У) в крутопадающих
юродах и гряды (Г) в крутопадаю-
щих слоях.
щие хребты крепких пород, прокладывают
свое русло в узких ущельях, тогда как
субсеквентные реки имеют широкие доли-
ны с более пологими склонами. Субсек-
вентные долины могут быть асимметрич-
ной формы с пологими склонами по паде-
нию слоев и с более крутыми-вверх по
восстанию. Потоки, текущие вниз по паде-
нию наклонно залегающих пород, обычно
длиннее тех, которые текут против падения
пород или уступа.
Хотя первоначально антиклинали пред-
ставлены топографическими возвышеннос-
I ями, а синклинали-впадинами, после дли-
гльного периода эрозии этот рельеф мо-
жет быть обращенным, и оси антиклиналей
окажутся в долинах, а вдоль синклиналь-
ных осей появятся хребты (рис. 4). После
интенсивной эрозии в рельефе складчатых
областей доминируют протяженные, пря-
молинейные зигзагообразно расположен-
ные хребты и долины (рис. 5).
Дугообразные горные цепи в Неваде и
связанную с ними длинную прямолиней-
ную долину и низменность Альберс [1]
объясняет крупномасштабным изгибом
вдоль зоны сдвиговых нарушений. Пониже-
ние рельефа вызвано сбросом, а горы-это
крупномасштабные складки волочения.
Микроструктуры. Проявления тектони-
ческой активности более мелкого масштаба
также влияют на конфигурацию рельефа и
речной сети (табл. 3). Трещины и линей-
ность пород определяют ослабленные зоны
с пониженной устойчивостью к ^розии и
выветриванию. Избирательное выветрива-
ние и вынос материала, контролируемые
трещиноватостью, приводят к образова-
нию изолированных останцов (инзельбер-
гов) или обнажений коренной породы
(скал) [13]. Округлые купола (твердыши,
борнхардты) образуются при сфероидаль-
ном выветривании вдоль трещин и плос-
костей отслаивания [23]. Трещинами опре-
деляются также предпочтительные пути
стока поверхностных вод и выноса матери-
ала. Поэтому русла многих водотоков на-
следуют систему трещин, порождая прямо-
угольную картину речной сети, пример ко-
торой имеется в районе Элизабеттаун, го-
ры олирондак. Джадсон и Андруз [11]
установили наличие тесной связи между
направлением водотоков и ориентацией
систем трещин в районе Дрифтлес,
356
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
а
Рис. 4. а - антиклинальное поднятие и синклинальная долина. Схематический разрез, ущелье Делавэр
(Пенсильвания-Нью-Джерси); б-обращенный рельеф с антиклинальной долиной и синклинальным
хребтом, Уинд-Гал, Пенсильвания. Стратиграфия: девон: Dc-песчаник и глины Катскилл; Dha-
песчаник, глины и известняк Гамильтон; Dm-глины Марселлес; Don-известняк Онондага; De-гли-
ны Эзопус; Do-песчаник Орискани; Dh-известняк Хелдерберг; силур: Su-верхнесилурийские глины;
Sb-глины и песчаник Блумсберг; St песчаник и конгломерат Таскарора.
Рис. 5. Система прямолинейных и зигзагообраз-
ных хребтов и долин в складчатом поясе Аппа-
лачей западнее Мифлинберга, Пенсильвания.
шт. Висконсин. Бити [2] предположил, что
рисунок речной сети в горах Биттеррут, шт.
Монтана, возник под влиянием трещин.
Линейность пород и сланцеватость так-
же могут ускорять процессы выветривания
и выноса материала. Влияние линейности
пород, сланцеватости и трещин на речную
сеть пидмонта Джорджии рассмотрено в
работе Вудраффа и Паризека [25]. Томпсон
Таблица 3. Геоморфологические (вторичные)
признаки микроструктур
Выветривание по трещиноватости
Скалистые вершины, останцы, борнхардты
Дугообразные хребты, холмы, впадины, долины
Субсеквентные потоки
Прямолинейные русда и долины
Прямоугольные системы стока
Асимметричные долины
Оползни
СТРУКТУРА И РЕЛЬЕФ
357
[21] предположил, что отдельные отрезки
реки Гудзон в той ее части, где она пересе-
кает нагорья, сложенные кристаллическими
породами, контролировались линейностью
и трещиноватостью. Круговое и эллипти-
ческое крупномасштабное расположение
хребтов и долин в районе гор Грандфатер в
Северной Каролине Хак [7] приписал вы-
ветриванию и эрозии по плоскостям слан-
цеватости и отдельности.
Наконец, линейность пород, сланцева-
юсть и трещины влияют на склоновые
процессы. Так, некоторые оползни переме-
щаются по плоскостям рассланцевания в
сланцеватой коренной породе. Трансляци-
онные оползни часто находятся под струк-
|урным контролем трещин и линейности
пород. В Тюрингии встречаются соскольз-
нувшие вниз по склону известняковые бло-
ки, сорванные вдоль трещин. Возникнове-
нию оползней способствуют определенные
сочетания трещиноватости и углов падения
пород. Крупные монолиты известняка Биг-
хорн соскальзывали по крутопадающей по-
верхности коренной породы вдоль фронта
юр Бигхорн, шт. Вайоминг.
Подводя итог, можно сказать, что труд-
но определимые по полевым наблюдениям
структуры можно выявить путем изучения
форм рельефа и речной сети. Геологам-тек-
юнистам следует внимательно относиться
к геоморфологии региона, которая может
стать ключом к пониманию как структур,
:ак и тектонических процессов в тех случа-
ях, когда полевые признаки стерты эрозией
(ибо скрыты слоем осадков или раститель-
ностью.
М. Mopucaea (М. Morisawa, S. U. N. Y.
at Binghamton, Binghamton, New
York 13901).
ЛИТЕРАТУРА
I Albers J. P., 1967, Belt of Seismoidal bending
and right-lateral faulting in the western Great
Basin, Geol. Soc. America Bull. 78, 143-156.
2. Beaty С. B., 1962, Asymmetry of stream patterns
and topography in the Bitterroot Range, Mon-
tana, Jour. Geology 70, 347-354.
3. Blake D. H. and Ollier C. D., 1970, Geomorpho-
logical evidence of Quaternary Tectonics in
southwestern Papua, Rev. Geomorphologic
Dynam. 19, 28-32.
4. Ericksen G.E. and Plafker G., 1970, Preliminary
report on the geologic associated with the May
31, 1970, Peru earthquake, U.S. Geol. Survey
Circular 639, 25 p.
5. Gilbert G. K., 1980, Lakes Bonneville, U.S.
Geological Survey Monograph 1, Washington,
D. C., 438 p.
6. Gilbert G.K., 1928, Studies of Basin-Range
Structure, U.S. Geol. Survey Prof. Paper 153,
92 p.
7. Hack J. T, 1966, Circular patterns and exfolia-
tion in crystalline terrane, Grandfather Moun-
tain area, N. C., Geol. Soc. America Bull. 77,
975-986.
8. Hansen W.R., 1965, The Alaskan earthquake,
March 27, 1964: effects on communities, U.S.
Geol. Surv. Prof. Paper 542-A, 68 p.
9. Hooke R. Le B., 1972, Geomorphic evidence for
Late Wisconsin and Holocene tectonic defor-
mation, Death Valley, Calif., Geol. Soc. America
Bull. 83, 2073-2097.
10. Howard A.D., 1967, Drainage analyses in geolo-
gic interpretation: a summation, Am. Assoc.
Petroleum Geologists Bull. 51, 2246 2259.
11. Judson S. and Andrews G. W., 1955, Pattern and
form of some valleys in the driftless area, Wise.,
Jour. Geology 63, 328 336.
12. Keller E. A., Rockwell T.K., Clark N.M. and
Dembroff G. R., 1982, Tectonic geomorphology
of the Ventura, Ojai and Santa Paula areas,
western Transverse Ranges, California, in J. D.
Cooper (ed.), Neotectonics in California, Geol.
Society of America Guidebook for the 78th
Annual Meeting, Cordilleran Section, pp. 25-42.
13. Linton D.L., 1955, The problem of tors, Geog.
Jour. 121, 470-487.
14. Morisawa M., 1972, The Wasatch fault zone-
general aspects, in L. S. Hilpert (ed.), Environ-
mental Geology of the Wasatch Front. Salt Lake
City: Utah Geological Association (Publ. 1),
Dl-17.
15. Ollier G.D., 1978, Tectonics and geomorphology
of the eastern highlands, in J. L. Davies and
M. A. J. Williams (eds.). Landform Evolution in
Australia. Canberra: Australian National
University Press, 5-47.
16. Ota Y, 1985, Marine terraces and active faults in
Japan with special reference to co-seismic events,
in M. Morisawa and J.T. Hack (eds.), Tectonic
Geomorphology. Boston: Allen and Unwin,
pp. 345-366.
17. Ota Y., 1980, Tectonic landforms and Quater-
nary Tectonics in Japan, Geol. Jour. 4, 111 —
124.
18. Rockwell T. K.. Keller E. A. and Johnson D.L.,
1985, Tectonic geomorphology of alluvial fans
and mountain fronts near Ventura, California, in
M. Morisawa and J. T. Hack (eds.), Tectonic
Geomorphology. Boston: Allen and Unwin,
pp. 183 208.
19. Sharp R. V., 1967, San Jacinto fault zone in the
Peninsular Ranges of Southern California, Geol.
Soc. America Bull. 78, 705 730.
20. Slemmons D.. Steinbrugge К. V, Tocher D„
Oakeshott G. B. and Gianella VP, 1959, Won-
358
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ. ГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
der, Nevada earthquake of 1903, Seismol. Soc.
Ai Bull. 48, 251 -265.
21. Thompson H.D. 1936, Hudson gorge in the
Highlands, Geol. Soc. America Bull. 47, 1831-
1847.
22. Twiddle C. R 1976, Analyses of Landforms.
Australia: Wiley, 572 p.
23. Twiddle C.R., 1980, The origin of bornhardts, J.
Geol. Soc. Austr. 27, 195 208.
24. Witkind I. J., 1964, Reactivated faults north of
HeLgen Lake, in The Hegben Lake, Montana
earthquake of Aug. 17, 1959, USGS Prog. Paper
435, 37-56.
25. Woodruff J. and Parizek E. J., 1956, Influence of
underlying rock structures on stream courses
and valley profiles in the Georgia Pidemont, Am.
Assoc Geog. Annals 46, 131-139.
26. Zernitz E. R., 1932, Drainage patterns and their
significance, Jour. Geol. 40, 498 521.
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ,
ГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
В отличие от формальных математичес-
ких методов графические методы структур-
ной геологии часто дают более простое
решение. Выбором подходящего для по-
строений масштаба легко сохраняется тре-
буемая точность, допустимая по имеющим-
ся данным. Процедуры структурных иссле-
дований включают четыре стадии:
1. Обработка первичных данных, позво-
ляющая обычно построить геологи-
ческою карт).
2. Получение информации из геологи-
ческой карты.
3. Построение произвольных карт.
4. Построение иллюстративных диа-
грамм, таких, как разрезы и изо
метрические проекции (блок-диа-
граммы).
Обработка первичных данных. Видимое
падение. Одной из основных связей в струк-
турной геологии является соотношение
между истинным падением некоторой
структурной плоскости и частными, или
видимыми направлениями падения. Ис-
тинное падение наблюдается лишь в попе-
речном разрезе, проведенном перпендику-
лярно простиранию. Если на доступных
обнажениях можно измерить только види-
мые падения, то истинное падение можно
определить по двум замерам видимого па-
дения, сделанным в одной точке, сначала
построив по ним на карте линию простира-
ния. Эта и многие другие подобные задачи
проще всего решаются с помощью орто-
графической проекции, в которой линии
визирования перпендикулярны плоскости
проекции. На плане, т. е. в плоскости карты
проводятся из одной точки азимуты двух
видимых падений (назовем их линиями за-
мера), затем строят вертикальный разре,
отложив от них значения измеренных углов
падения (рис. 1). На проекции слоя в разре-
зе выбирают две точки на одной и той же
глубине h; соединив проекции этих точек на
линиях замеров (точки А и В), получим
линию простирания. Угол истинного паде-
ния находят с помощью азимута истинного
падения (линия ЛИП на рис. 1), который
перпендикулярен найденной линии прости-
рания. Достаточно точное графическое ре
шение удается получить даже при очень
малых углах падения. Для этого угловые
величины выражают в виде градиента и
увеличивают вертикальный масштаб [5].
Рис. 1. Определение простирания и истинного
падения по двум видимым падениям [2].
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ. ГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
359
Рис 2. Построения на карте. Горизонтали про-
пелсны через 100 футов.
Аналогично решается задача, если из-
ncciHbi высотные отметки трех точек на
ируктурной плоскости; тогда в качестве
1ИНИЙ замеров используют отрезки, соеди-
няющие точку плоскости с наименьшей от-
меткой с двумя др’ гимн точками.
Построения на карте. При плохой обна-
женности территории геологическая карта
может быть построена с помощью прости-
раний и падений, замеренных на немногих
доступных для наблюдения обнажениях.
I ели мощность и залегание слоя в районе
выдержанные, то строится вертикальный
рсирез по линии, перпендикулярной линии
простирания, и выходы слоя на поверх-
iiocib получают в результате проектирова-
ния линий простирания с этого разреза на
марту. Точки пересечений .линий проекции с
। оризонталями дают изображение слоев на
карге (рис. 2). Здесь также, когда углы
падения очень малы, точность построения
может быть достигнута путем применения
рпдиентов и увеличения вертикального
масштаба. Если рассматриваются простые
складчатые структуры, то можно считать,
•но каждое крыло складки имеет постоян-
ное падение* при заметном изменении паде-
ния следует обратиться к дополнительным
p.i ipeiaM. В случае более сложной складча-
юй < 1руктуры необходимо вначале постро-
ии. структурную карту (см. ниже).
Получение информации по геологической
карте. Определение мощности по ширине
выхода. Вертикальная мощность слоя (а
следовательно, при известном падении и
истинная мощность) определяется графи-
чески путем построения вертикального раз-
реза, перпендикулярного линии простира-
ния. Построение ведется, как показано на
рис. 2, если используется истинный угол
падения; следует учитывать связь угла
наклона рельефа с падением слоев. Исполь-
зуя направление простирания в качестве
линии замера, истинную мощность слоя
определяют непосредственно по разнице
отметок подошвы и кровли (полезный спо-
соб быстпой оценки на глаз).
Задачи с разломами. Вертикальное сме-
щение по разлому можно найти, вспомнив,
что оно связано со смещением по нему так
же, как вертикальная мощность слоя с ши-
риной выхода. Графическое определение
простирания разлома проще всего полу-
чить на разрезе по падению, а определение
падения-на разрезе по простиранию. Об-
щее решение в случае разлома с косым
смещением включает определение резуль-
тирующего смещения путем проектирова-
ния на плоскость разлома точек пересече-
ния соответствующих вых >дов, например
жилы или слоя, по обе стороны разлома.
Для графического измерения амплитуды
смещения необходимо построить на разре-
зе положение плоскости разлома, исполь-
зуя линии замеров, перпендикулярные на-
правлению разлома.
Построение производных карт. Струк-
турная карта. Наиболее распространены
карты с изображением конфигурации ка-
кой-либо избранной структурной поверх-
ности, например кровли опорного горизон-
та, с помощью изолиний (линий простира-
ния, стратоизогипс), которые связывают
точки с одной и той же высотной отметкой
(рис. 3). Если слои обнажаются на поверх-
ности, то множества точек изолиний опре-
деляются непосредственно. Рассматривая
слой в преобладающей структуре выше или
ниже данной поверхности, его превышения
определяются последовательно по верхней
или нижней граничной поверхности с уче-
том мощности слоя. Высотные отметки
обычно отсчитывают от уровня моря, при-
360
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ ГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
Рис. 3. Структурная карта зоны обрушения замка антиклинали [I].
чем положению ниже его приписывают
знак минус. Интервал между изолиниями
зависит от характера структуры и масшта-
ба карты. Если исходные данные разброса-
ны, требуется интерполяция между опреде-
ленными точками с использованием про-
порционального деления расстояний.
Именно так обстоит дело при картирова-
нии подповерхностного слоя, привязанного
к некоторому погребенному и не обнажаю-
щемуся опорному горизонту, все данные
для которого получены из наблюдений по
скважинам.
Карты мощностей. Хотя структурная
карта непосредственно изображает глубин-
ную структуру, дополнительную информа-
цию можно получить, прослеживая измене-
ние мощности опорного слоя. На карте
изопахит изображаются линии одинаковой
стратиграфической мощности слоя между
двумя горизонтами, например между верх-
ней и нижней границами выбранного опор-
ного слоя. При наличии поверхностных об-
нажений истинная мощность легко устанав-
ливается. Однако часто все данные для
такой карты получают по наблюдениям в
скважинах, и прямое отображение зарегист-
рированных при бурении мощностей дает
карту изохор. Соответствующая ей карта
изопахит легко строится, если имеется пол-
ная информация о падениях данного струк-
турного подразделения, но при малых па-
дениях разница между этими двумя типами
карт невелика.
Построение иллюстративных диаграмм.
Построение профиля. Одной из наиболее
ценных графических процедур в структур-
ной геологии является построение по карте
наглядных поперечных разрезов складча-
тых и разломных структур, выбранных по
оптимальным направлениям, таким, по ко-
торым искажения будут минимальными,
т. е. где оси складок имеют малое или
нулевое погружение, или перпендикулярны
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ. ГРАФИЧЕСКИЙ АНАЛИЗ
361
Рис. 4. Блок-диаграмма, показывающая слож-
ною структуру черного сланца и кварцита [4].
Истинное Видимое
падение падение
Угол между
линией замера
и простиранием слоя
Рис. 5. Номограмма, связывающая истинное и
пилимое падения с азимутом разреза [1].
к линии погружения крутонаклоненных
структур.
Блок-диаграмма. Простейший способ
визуального представления о структурных
связях, особенно для непрофессионалов, да-
ют трехмерные диаграммы. Изображения,
построенные в перспективе с помощью ли-
ний, уходящих от наблюдателя и сходя-
щихся в бесконечно удаленной точке, весь-
ма содержательны, но строгое соблюдение
размеров при этом невозможно вследствие
изменений масштаба вдоль линии по мере
удаления от наблюдателя. В изометричес-
кой проекции все линии, параллельные
между собой в самой структуре, остаются
параллельными на диаграмме, и указанных
изменений масштаба не происходит. Ази-
муты вертикальных граней блока выбира-
ются в соответствии с ориентировкой и
характером иллюстрируемой структуры.
Верхняя поверхность блока может изобра-
жать горизонтальную плоскость, соответ-
ствующую карте (рис. 4), или рельеф в
изометрическом представлении. Макин-
тайр и Вейсс [4] подробно описали методы
изображения сложной структуры в орто-
графической проекции на блок-диаграмме.
Построение изометрических проекций рель-
ефа описал Бадгли [1].
Номограммы. Многие структурные
проблемы касаются связей между тремя
характеристиками истинным и видимым
падением и азимутом разреза. Серии реше-
ний этого типа легко найти с помощью
соответствующей схемы визирования или
номограммы (рис. 5). Несколько примеров
подобных схем, в основном следуя ранней
работе Палмера и Мерти, можно найти в
приведенных здесь ссылках. Еще один ме-
тод, часто дающий быстрое решение струк-
турных задач, связан с построением стерео-
графической проекции (см. Точечные диа-
граммы).
Мел Фридман (Mel Friedman, Center
for Tectonophysics, College of Geo-
sciences, Texas A and M University,
College Station, Texas 77843).
ЛИТЕРАТУРА
1. Badgley P C., 1959, Structural methods for the
exploration geologist. New York: Harper and
M 490
362
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
Brothers. (Содержит обширную библиогра-
фию.)
2. DonnW.L. and Shimer J.A., 1958, Graphic
Methods in Structural Geology. New York:
Appleton-Century-Crofts.
3. Lobeck A.K., 1924, Block Diagrams and Other
Graphic Methods Used in Geology and Geo-
graphy. New York: John Wiley and Sons.
4. McIntyre D.B. and Weiss L.E., 1957, Construc-
tion of block diagrams to scale in orthographic
projection, Proa Geol. Assoc. London 67, 142—
155.
5. Nevin C.M., 1949, Principles of Structural Geo-
logy. New York: John Wiley and Sons, Chapter
13. (Содержит обширную библиографию.)
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
Структурная петрология [18], или пет-
ротектоника [22] важная область струк-
турной геологии, изучающая геометрию и
происхождение структурных и текстурных
черт горных пород (т. е. общее строение) с
точки зрения реконструкции структурной
истории породы или массива пород. Ак-
цент на текстуре и структуре ясно отличает
структурную петрологию от петрологии
осадочных, изверженных и метаморфичес-
ких пород, которая касается главным обра-
зом происхождения и минералогической и
химической эволюции пород. При изучении
тектонитов, в которых главной причиной
метаморфизма является деформация, эти
дисциплины перекрываются.
Исследования по структурной петроло-
гии включают описательную часть, в кото-
рой характеризуются и классифицируются
элементы структуры (табл. 1), и объясни-
тельную часть, в которой на основе этих
элементов анализируется кинематическая и
динамическая эволюция пород. Кинемати-
ка деформаций имеет дело с направления-
ми и величинами относительных смещений
частиц вне связи с вызывающими движения
силами. Ранее кинематическая картина дви-
жений восстанавливалась по симметрии
строения пород [22, 28], но с недавних пор
отдано предпочтение нахождению дефор-
мационных путей, основанному на синтек-
тоническом росте кристаллов, данных по
напряжениям и на геометрическом анализе
развития складок (например, [4, 21, 29]).
При динамической интерпретации пет-
роструктурных данных анализируются сме-
щения частиц в связи с движущими силами,
исходя из общих представлений о деформа-
ционных механизмах, обусловливающих
наблюдаемые элементы строения [3, 6, 9,
27]. Эти представления сформировались на
результатах экспериментальных исследова-
ний деформации горных пород и моно-
кристаллов. Для динамической интерпрета-
ции данных проводят корреляцию между
деформациями пород в естественных и ла-
бораторных условиях, позволяющую опре-
делять абсолютные или хотя бы относи-
тельные значения параметров деформаци-
онных процессов (например, всестороннего
давления, температуры, скорости деформа-
ции), ориентировку и относительные или
абсолютные значения главных напряжений,
изотропность или анизотропность процес-
сов. Кроме того, методы структурной пет-
рологии являются основными при изучении
первичных седиментационных и течениевых
структур в осадочных и изверженных поро-
дах [23] и для хронологических определе-
ний последовательности эпизодов дефор-
мации.
Концепция строения породы. В структур-
ной петрологии горные породы рассматри-
ваются как агрегаты структурных и тек-
стурных элементов (элементы строения,
табл. 1), причем последние являются по
крайней мере на коротком протяжении ли-
нейными или плоскостными, что определя-
ет возможность их ориентировки и распре-
деления в пространстве. В строении породы
соединяются все свойства этих элементов,
как это проявляется в каждой распознавае-
мой черте: от кристаллической структуры
отдельных зерен до крупномасштабных
черт, требующих полевого картирования. В
соответствии с этим масштабы элементов
строения охватывают величины, изменяю-
щиеся в пределах 15 порядков (табл. 1).
Распространенное представление о том, что
структурная петрология ограничена изуче-
нием пород в шлифах, является ошибоч-
ным.
В строении пород отражается вся исто-
рия их развития (рис. 1). Прежде всего оно
связано с процессом образования породы.
В дальнейшем порода может изменяться
под действием нетектонических процессов и
последующей существенной деформации, в
результате чего рекристаллизованные по-
Таблица I. Элементы строения породы
Домен и размер Элемент строения Возможные выводы
( ’уомикроскопический Кристаллографические плоскости и направления См. «Микроскопический домен»
К) I04 А Линии дислокаций Границы субзерен в4 в4
М и кроскопический Двойниковые ламелли в кальците и доломите А, В4, С. D, деформации
10 3 10 мм с-оси кальцита Плоскости кливажа Переход энстатит-клиноэнстатит Границы зерен Кинкбанды Линии Людерса М икротрет цины Системы скольжения в оливине Размер субзерен при полигониза- ции с-оси кварца Деформированные ламелли в кварце Формы рекристаллизованных зе- рен А, С D В2, В3 С, деформация A, D, деформация В,, С A, Bj, В4, С, D Bl В2, В3, С в4 А, В,, В2, В3, С А, В2, О А, С, D, деформация
Макроскопический (об- Слоистость Процессы осадконакопления
разцы и обнажения) Кливаж, листоватость, слан- цеватость D, кинематика
1(Г3-Ю3м Расслоенность по составу Косая слоистость Разломы Знаки рифления, отпечатки желоб- ков Складки, вариации мощности Окаменелости Градационная слоистость Кинкбанды Линейность Линии Людерса Макротрещины Редукционные пятна Знаки ряби Структура течения Процессы осадконакопления, направления А Процессы осадконакопления, направления Кинематика, деформации Процессы осадконакопления, направления деформации Процессы осадконакопления, направления А Кинематика Bt, С А, В;, С, D Деформации Процессы осадконакопления, направления
Коровый Разломы А
IO3 106 м Оси складок Линеаменты Горные цепи Гребни хребтов Кинематика А А
* Возможные динамические выводы: А-ориентация и величина главных напряжений, В-относительная (если
не абсолютная) величина (В,-эффективное всестороннее давление, В2-скорость деформации, В3 - температура,
В4 дифференциальное напряжение), С-хрупкость и пластичность, D-многофазные деформации.
Почти все элементы указанного слева масш таба допускают кинематический анализ по картинам симметрии.
Все элементы строения используются для восстановления прошлого и прогноза будущего изотропного или
шизотропного поведения пород на основе того, что механические процессы в породе или массиве пород
конгролируются ее собственными характеристиками (строение-одна из них) и физико-химическими условиями
деформаций.
24'
364
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
ДЕФОРМАЦИЯ
Рис. I. Деформация пород с точки зрения петротектонической кинематики и динамики.
роды уже не сохраняют свое первоначаль-
ное строение, и в их истории может быть
восстановлена лишь самая поздняя стадия
рекристаллизации и последующего разви-
тия.
Пространственное расположение любо-
го из элементов строения определяет суб-
строение (субструктуру). Данные о строе-
нии описывают ориентировку и распределе-
ние отдельных элементов, образующих суб-
структуру. Если отдельные элементы строе-
ния повторяются в пространстве на одина-
ковом расстоянии и имеют в среднем оди-
наковую ориентацию в данном объеме по-
роды (в домене;, то, значит, данный эле-
мент пронизывает домен и его субструкту-
ра статистически однородна. Однако одна
и та же субструктура может быть однород-
ной в одном масштабе и неоднородной в
другом. Например, крыло антиклинали мо-
жет характеризоваться статистически одно-
родным распределением разрывов, наблю-
даемых во многих обнажениях. Случайно
выбранный образец породы из какого-либо
обнажения или ядра диаметром несколько
дюймов может содержать лишь часть об-
щей картины разрушения или совсем не
отражать ее. Поэтому субструктура значи-
ма, если только она состоит из статистичес-
ки однородного распределения элемента
строения, пронизывающего данный домен
или опробоваемого некоторым методом
(табл. 1).
Элемент строения-векторная хдракте-
ристика, т. е. имеет направление и величину
(выражаемую численной мерой ориенти-
ровки). Скалярные характеристики также
входят в концепцию строения породы. На-
пример: 1) развивается или нет данный эле-
мент строения (так, отсутствие кальцито-
вых двойниковых ламеллей в изве.гняке
или мраморе показывает, что порода после
рекристаллизации не подвергалась диффе-
ренциальным напряжениям более 200 бар
[8]); 2) абсолютна или относительна рас-
пространенность данного элемента (число
многих элементов строения возрастает с
ростом напряжений [5, 7], и го же происхо-
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
365
ип с плотностью дислокаций [11]); 3) раз-
Mtp определенных элементов (размер суб-
icpcH при полигонизации в оливине обрат-
но пропорционален величине напряжения
[20]); 4) форма деформированных объек-
те отражает величину и направление де-
формаций (так, степень изменения формы
герен в смятом в складки слое кварца
i.i висит от распределения деформаций и
напряжений и соотношения вязкостей слоя
и вмещающей его слюдистой породы [15,
25 J).
Описательная часть исследований. Хотя
и породе можно найти множество различ-
ных элементов строения, практически гео-
jioi и выбирают немногие из них, именно те,
koi >рые, как они считают, наиболее су-
щественны для изучаемой проблемы. На-
пример, чтобы определить направления па-
леотечений в песчанике, исследуются поло-
жения длинных осей в минеральных зернах
обломочных пород, рифленые отпечатки на
подошве пласта, знаки ряби или косой сло-
истости, так как связь всех этих элементов
строения с направлением течений установ-
лена изучением современного осадконакоп-
ления. Определяющие элементы строения
устанавливаются в основном путем сравне-
ния естественно деформируемых пород с
педеформиро ванными породами или с ла-
бораторными данными для аналогичных
пород (табл. 1).
По измерениям структурных элементов
сз роения определяют их ориентировку и
распределение в пространстве. Ориентиров-
ка характеризуется падением и простирани-
ем для плоскостных элементов и простира-
нием и погружением для линейных элемен-
те. Распределение петроструктурных эле-
ментов в породе описывается их положени-
ем. размерами и линейной, поверхностной
или объемной плотностью. В каждом ана-
лизе должно соблюдаться условие случай-
ности трехмерного опробования и устанав-
ливаться оптимальное число отдельных из-
мерений, достаточных для оценки субструк-
|уры. Методы описания зависят от мас-
штаба элементов. Очень крупные элементы
картируются с помощью аэросъемки, гео-
и< I ических, топографических и других по-
левых наблюдений. Элементы в масштабе
обнажений измеряются алидадой, мензу-
лой, горным компасом и угломером. Ком-
пасом и угломером или прикладным гонио-
метром пользуются для измерений макро-
скопических элементов петроструктуры в
ориентированных образцах. Поляризаци-
онный микроскоп и столик Федорова поз-
воляют изучать микроскопические элемен-
ты. Системы дислокаций, границы субзерен
и элементы кристаллической структуры ис-
следуются методами оптической микроско-
пии, рентгеновской дифракции и микроско-
пии, электронной и ионной микроскопии.
При всех масштабах наблюдений исследо-
ватель должен связать отдельные измере-
ния с опреде генными координатами, на-
пример с географическими направлениями
или кристаллографическими осями.
Для наглядности используют несколько
способов графического представления пет-
роструктурных данных. Во-первых, имеется
общая геологическая карта, поперечные
разрезы и основанные на них блок-диа-
граммы. На них показывают местонахс ж-
дение, размеры и ориентировки структур-
ных элементов. Во вторых, существует пет-
роструктурная диаграмма (рис. 2), на кото-
рой изображаются только данные по ори-
ентировке элементов с использованием рав-
ноплощадной проекции нижней полусферы
[24]. Карта и петроструктурная диаграмма
часто используются совместно, чтобы пока-
зать соответствие текстурных данных гео-
логической обстановке. Петроструктурные
диаграммы показывают угловые связи
между линиями и плоскостями, характер и
степень предпочтительной ориентировки
данной субструктуры и симметрию карти-
ны распределения ориентировок в плане;
последнее особенно важно для кинемати-
ческого анализа. Равноплощадная проек-
ция представляет проекцию поверхности
полусферы на плоскость таким образом,
что площадь любого участка плоскости
эквивалентна площадч соответствующего
участка на поверхности сферы. Если тре-
буется изобразить плотность распределения
данных, необходимо использовать равно-
площадную проекцию вместо равноуго-
льной. Линия или нормаль к плоскости,
проходящей через центр сферы, пересекает
ее поверхность в определенной точке (ска-
жем, в точке Р, рис. 2, а и б). Луч, проведен-
366
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
Рис. 2. Петротектонические диаграммы, а-иллюстрация проекции нижней полусферы. Плоскость
(простирание - СЮ, падение на восток под углом 50°), проходящая через центр опорной полусферы,
пересекает меридиональную плоскость по линии СЮ и нижнюю полусферу по большому кругу.
Проекция ее нормали пересекает меридиональную плоскость в точке С; б на равновеликой сетке
указано положение нормали Р к плоскости, приведенной на рис. а, и след самой плоскости вдоль
большого круга; e-точечная диаграмма показывает ориентировки нормалей к 100 деформационным
кварцевым ламеллям. Плоскость диаграммы параллельна слоистости, ориентированной, как по-
казано на рисунке; г картина ориентировки, показанная на рис. в, усилена с помощью штриховки
разной плотности. Контуры соответствуют 1, 2, 4, 6 и 10% концентрации точек на 1% площади;
д точечная диаграмма показывает случайные ориентировки. Оси с в 100 кристаллах кальцита в
цементе песчаника Тенслип, шт. Вайоминг; ВР-плоскость напластования; е-диаграмма в горизон-
талях относится к с-осям 200 зерен кварца с орторомбической симметрией, кварцит Куриккаваара.
Плоскость симметрии отмечена буквой т. Контуры соответствуют 0,5; 1,5; 2,5; 3,5 и >4% на 1%
площади [16].
ный из зенита через данную точку, пересе-
кает плоскость проекции (экваториальную
или меридиональную плоскость сферы) в
точке Р, которая представляет ориентиров-
ку данной линии или плоскости в простран-
стве. Указанная плоскость пересекается с
поверхностью нижней полусферы по боль-
шому кругу (рис. 2,6). Точечные диаграм-
мы или диаграммы рассеяния (рис. 2, в)
изображают множество индивидуальное-
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
367
it-и в породе, слагающих субструктуру. Та
• е информация содержится в диаграммах с
и юлиниями <,рис 2, г), но на них распреде-
icinie ориентировок выделяется плотност-
ными контурами. Статистическую оценку
подобных диаграмм получают с помощью
специального оконтуривания [17] или рас-
пределения Пуассона и других критериев
[16]. Суммарные петроструктурные диа-
। раммы обычно включают данные, собран-
ные из наблюдений нескольких шлифов
одного образца. На сводных диаграммах
оСялдиняются данные для двух и более
ра «личных образцов. Для получения окон-
•I11 ельных выводов часто применяются сте-
pcoi раммы, содержащие сравнительно не-
большое число линий и плоскостей, напри-
мер плоскостей главных напряжений или
осей деформации и ориентировок слоистос-
। и, кливажа, линейности и т. д. Компьюте-
ры чрезвычайно облегчают построение всех
in нов диаграмм.
1Т гроструктурные диаграммы особен-
но полезны для иллюстрации характера и
с к1 пени ориентированности в данной суб-
е । руктуре. После того как подходящее чис-
по представительных измерений для неко-
к'рого элемента перенесено на диаграмму
но внешних координатах, выясняется кар-
пша ориентированности субстр.ктуры в
плоскости проекции. Статистически случай-
ные распределения характеризуются диф-
фузным разбросом точек, в котором не
проявляются локальные концентрации то-
чек с п< дпазделением их на отдельные зоны
I рис. 2, Э). Случайные картины такого типа
хорошо описывает распределение Пуассо-
на Отклонения от случайности проявляют-
ся в виде максимумов (дискретные зоны
высокой концентрации точек) и пустых
участков (рис. 2,в, г, е), полос или поясов,
ючки в которых располагаются приблизи-
ельно вдоль больших или малых углов
дн.п раммы.
В-третьих, для иллюстрации использу-
н>1ся подходящие графики в координатах
\ У. Необходимо соблюдать осторож-
ность при интерпретации данных по этим
(рафикам, так как в данном случае мы
переходим от трехмерных угловых связей
между линиями и плоскостями к двум из-
мерениям, например к гистограммам, пока-
зывающим частотное распределение угла
между с-осью и плоскостным элементом
для замеренного числа зерен кварца. По-
добным диаграммам свойственна неопре-
деленность, так как по ним нельзя непо-
средственно заключить, что какой-либо
данный элемент (X 0) параллелен кон-
кретной кристаллографической плоскости.
Кроме того, следует учитывать также слу-
чайное распределение X относительно дан-
ных значений У (например, [5]).
Интерпретация данных. Строение поро-
ды служит основой для исследований кине-
матики ее образования, а также кинемати-
ческой и динамической истории деформа-
ций. Зандер [22] и другие исследователи
[18. 24, 28] разрабатывали кинематические
интерпретации с учетом того, что субструк-
туры-прямые тектонические свидете зьегва
течения пород и, кроме того, до конца
1940-х годов не существовало генетических
представлений об элементах структуры. В
связи с этим наблюдаемая субструктура
представлялась всего лишь как портрет
движений частиц, созданный в результате
деформаций. Зандер считал, что симметрия
субзерна не зависит от механизма деформа-
ции и должна отражать симметрию карти-
ны движений или деформаций. Эта симмет-
рия оценивается прямо по диаграмме ори-
ентировок после определения числа и на-
правлений плоскостей, относительно кото-
рых картина статистически симметрична
(например, рис. 2, е указывает на три плос-
кости симметрии).
Обычно наблюдаются симметрии типа
сферической (случайное распределение),
осевой (бесконечное множество пересекаю-
щихся по одной линии плоскостей симмет-
рии), орторомбической (три взаимно пер-
пендикулярные плоскости симметрии), мо-
ноклинной (одна плоскость симметрии) и
триклинной (нет плоскостей симметрии).
Патерсон и Вейсс [19] четко описали эти
типы симметрии и нашли подтверждение
аргументу Зандера в физике и результатах
экспериментальных определений деформа-
ции пород. Тернер и Вейсс [28] подробно
рассмотрели физический смысл указанных
типов симметрии в связи с деформациями.
Фридман и Сауэрс [9] показали, что сим-
метрия смещений частиц тождественна
368
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
симметрии возникающего строения, и, если
тело изотропно в процессе деформации, то
элементы симметрии в строении породы
будут совпадать с аналогичными элемента-
ми в распределениях напряжений и дефор-
маций. Однако, согласно этим авторам,
если тело анизотропно, то элементы сим-
метрии наблюдаемого строения породы
нельзя связать с симметрией напряжений и
деформаций, без предположений о симмет-
рии в анизотропии. Более того, исходя
только из соображений симметрии, ни в
коем случае нельзя элементам симметрии
породы приписать определенные величины
напряжений, деформаций или смещений.
Авторы делают вывод, что изучение сим-
метрии в строении пород позволяет выяс-
нить некоторые особенности геометричес-
кой картины деформаций или поля смеще-
ний (например, помогают разделить случаи
деформаций с поворотами или без них по
наблюдениям моноклинной и орторомби-
ческой симметрий); однако в других отно-
шениях эти исследования приносят мало
пользы для разработки механических моде-
лей геологических деформаций.
Многие современные работы по кинема-
тическому анализу имеют дело с рекон-
струкциями истинного пути деформации.
Они основаны на исследовании будинажа,
синтектонического роста кристаллов (так
называемых теней давления) [4], неиска-
женных включений в деформированных
элементах [21] и геометрии складок [21,
29]. Мы считаем, что все эти работы отно-
сятся к петротектонике, так как при получе-
нии исходных данных они основываются на
ее методах и логически продолжают ран-
нюю работу Зандера. Следует отметить
также, что и все исследователи согласны с
включением указанных направлений в
предмет петротектоники.
Динамический анализ эволюции породы
(рис. 1) строится на основе эксперимен-
тальных исследований деформации горных
пород. В отдельных случаях механизмы
образования ряда элементов строения сис-
тематически разрабатывались на основе
изучения структур монокристаллов, моно-
минеральных и полиминеральных агрега-
тов (пород). Природа и ориентировка этих
элементов строения в лабораторных образ-
цах отражают направления и относитель-
ные величины главных напряжений, темпе-
ратуру, скорость деформации и всесторон-
нее давление. Следовательно, сравнение об-
разцов, деформированных в лабораторных
и естественных условиях, позволяет опреде-
лить направление и величины главных
напряжений во время зарождения породы,
относительные (если не абсолютные) значе-
ния физических параметров, характеризую-
щих условия деформации, соотношение
между хрупкостью и пластичностью. С по-
мощью такого сравнения можно предпола-
гать прошлое или будущее изотропное или
анизотропное поведение породы в дефор-
мационном процессе и установить после-
довательность деформаций при наличии
вращения или явно многофазной деформа-
ции (рис. 1). Динамический подход в прин-
ципе применяется ко всем типам деформи-
руемых пород безотносительно к интенсив-
ности деформации. В случае метаморфизо-
ванных тектонитов история развития их
начинается с последнего эпизода рекри-
сталлизации. Полную историю осадочных
и изверженных пород можно установить,
если они не перекристаллизовывались во
время деформаций
Пример для динамической интерпрета-
ции предлагается на рис. 3. Нормали к
границам кинкбандов в кристаллах биоти-
та определяют максимальное сжимающее
напряжение на границе кристалла [1]. Мик-
ротрещины, однако, связаны исключитель-
но с изгибанием. Они интерпретируются
как структуры растяжения и располагаются
точно на траектории напряжения ot, вы-
численной для упругого изгиба балки [9].
Таким образом, по этим структурам опре-
деляются направления и относительные ве-
личины напряжений Uj, <з2 и <з3. Более
того, с помощью упругих модулей и дефор-
маций изгиба можно вычислить разность
Oj-c3. Наконец, эта структура показыва-
ет, что биотит испытал пластическую и
анизотропную деформацию, а полевой
шпат реагировал как хрупкое изотропное
включение. Этот участок структуры дает
ясный пример того, как отдельный эпизод
деформации приводит к явно различным
системам напряжений, распределившихся
под влиянием неоднородности тела в це-
СТРУКТУРНАЯ ПЕТРОЛОГИЯ
369
Рис. 3. Микрофотография изогнутой и трещино-
|«.| гой пластины полевого шпата (длиной 2 мм) в
и июманном кристалле биотита. Этот образец
подвергался лабораторному испытанию на сжа-
то параллельно базальной плоскости биотита
при всестороннем давлении 3 кбар и темпера-
iype 300°С. Максимальное главное напряжение
пп (ранице образца параллельно длине фотогра-
фии. Николи скрещены (с разрешения д-ра Хер-
ли. см. также [3]).
лом. Приведенный пример сам по себе
является хорошей иллюстрацией сложнос-
1ей и разрешающей способности петротек-
। онической интерпретации.
Трудно оценить точность общих резуль-
татов динамического анализа, так как не
юлько присутствуют широкие изменения
отдельных элементов строения, но и сте-
пень однородной деформации сильно варь-
ирует. С одной стороны, микротрещины в
песчанике, деформированном в лаборатор-
ной установке, определяют нейтральные
точки между доменами с щ (наибольшим
сжимающим главным напряжением) и <т3
(наименьшим сжимающим главным напря-
жением), параллельными соответствующим
слоям, с ошибкой порядка диаметра зерна
[14]; деформации, вычисленные по кальци-
товым двойниковым ламеллям [12], имеют
точность +0,01 [10, 13]; направления глав-
ных напряжений, определяемые в лабора-
торных экспериментах по двойниковым ла-
меллям или трещинам, обычно согласуют-
ся с известными величинами в пределах
±10-15° [5]. С другой стороны, скорости
тсформации могут варьировать на несколь-
ко порядков или содержать информацию,
позволяющую лишц различать деформа-
ции ударного сжати я и обычных тектони-
ческих процессов. Некоторые элементы
строения (например, системы скольжения в
оливине [2]) могут згдВИСеть от двух и более
переменных (например, от температуры,
давления и скорости деформации), так что
требуются дополнительные данные, чтобы
зафиксировать эффекты, скажем, при из-
вестных значениях двух переменных из
трех.
Направление будухцих исследований. Ме-
тоды описательной стадии петротектони-
ческих исследований в настоящее время
хорошо разработан^. Эта часть петротек-
тоники непосредственно связана с фактами,
и два независимых и сследователя одной и
той же проблемы должны прийти к сущест-
венно одинаковым выводам. Использова-
ние вычислительной техники для обработ-
ки, иллюстрации и анализа петроструктур-
ных данных будет продолжаться, так как
она облегчает и стимулирует петротектони-
ческие исследования, делая их более инте-
ресными. Главные успехи ожидаются от
исследований интерпретационного характе-
ра. Возможности динамической интерпре-
тации будут расширяться по мере поступ-
ления новых лабораторных данных о де-
формациях горных Пород, и это откроет
доступ к более глубоким термодинамичес-
ким исследованиям и\ перекристаллизации
в условиях негидроа-гатических напряже-
ний. Основанные на Элементах симметрии
кинематические интерпретации все больше
будут уступать место динамическому под-
ходу и другим исследованиям, которые
смогут дать информацию о реальном пути
деформации породы и величинах относи-
тельных смещений ее элементов.
Возможно, одна из наиболее захватыва-
ющих областей исследований в этой дис-
циплине связана с изучением природы оп-
ределенных элементен строения на уровне
дислокаций, рождающихся в определенной
физико-химической обстановке. Корреля-
ции между свойствам^ пород, деформиро-
ванных в лаборатории и естественных
условиях, наряду с развитием термодина-
мической теории вско^эе позволят описать
реологическое поведение пород и получить
370
СТРУКТУРЫ ГРАВИТАЦИОННОГО ОСЕДАНИЯ
величины многих важных параметров ес-
тественных деформаций.
Мел Фридман (Mel Friedman, Center
for Tectonophysics, College of Geo-
sciences, Texas A and M University,
College Station, Texas 77843).
ЛИТЕРАТУРА
1. Borg I. and Handin J., 1966, Experimental defor-
mation of crystalline rocks, Tectonophysics 3,
249 368.
2. Carter N.L. and Ave Lallemant H.G., 1970,
High temperature flow of dunite and peridotite,
Geol. Soc. America Bull. 81, 2181-2202.
3. Carter N.L. and Raleigh C.B., 1969, Principal
stress directions from plastic flow in crystals,
Geol. Soc. America Bull. 80, 1231-1264.
4. Elliot D., 1972, Deformation paths in structural
geology, Geol. Soc. America Bull. 83, 2621-2638.
5. Friedman M., 1963, Petrofabric analysis of expe-
rimentally deformed calcite-cemented sandsto-
nes, Jour. Geology 71, 12-37.
6. Friedman M., 1964, Petrofabric techniques for
the determination of principal stress directions in
rocks, in W. R. Judd, ed.. State of Stress in the
Earth’s Crust. New York: American Elsevier,
451-550.
7. Friedman M., 1969, Structural analysis of frac-
tures in cores from the Saticoy Field, Ventura
County, California, Am. Assoc. Petroleum Geo-
logists Bull. 53, 367 389.
8. Friedman M. and Heard H. C., 1974, Principal
stress ratios in Cretaceous Limestones, Texas
Gulf Coast, Am. Assoc. Petroleum Geologists
Bull. 58, 71-78.
9. Friedman M. and Sowers G. M., 1970, Petrofab-
rics - A critical review, Canadian Jour. Earth Sci.
7, 477 497.
10. Friedman M., Teufel L. W. and Morese J. F.,
1976, Strain and stress analyses from calcite twin
lamellae in experimental buckles and faulted
drape-folds, Royal Soc. London Phil. Trans. 283,
87-107.
11. Goetze C., 1975, Sheared lherzolites from the
point of view of rock mechanics. Geology 3,
172-173.
12. Groshong R. H.. Jr., 1972, Strain calculated from
twinning in calcite, Geol. Soc. American Bull. 83,
2025-2038.
13. Groshong R.H., Jr., 1974, Experimental test of
leastsquare strain gauge calculation using twin-
ned calcite, Geol. Soc. America Bull. 85,
1855-1864.
14. Handin J.. Friedman M.. Min K. D. and Patti-
son L. J., 1976, Experimental folding of rocks
under confining pressure: Part If. Buckling of
multilayered rock beams, Geol Soc. America
Bull. 87, 1035-1048.
15. Hara I., 1966, Dimensional fabric of quartz in an
concentric fold, Japanese Jour. Geology and
Geography 37, 123 139.
16. Hietanen A., 1938, Petrology of Finnish Quartz-
ites, Finlande Comm. Geol. Bull. No. 5, Plate
VIII.
17. Kamb W.B., 1959, Ice petrofabric observation»
from Blue Glacier, Washington in relation to
theory and experiment, Jour. Geophys. Research
64, 1891-1909.
18. Knopf E.B.. 1933, Petrotectonics, Am. Jour. Sci
25, 433-470.
19. Paterson M.S. and Weiss L.E., 1961, Symmetry
concepts in the structural analysis of deformed
rocks, Geol Soc. America Bull. 72, 841-882.
20. Raleigh С. B. and Kirby S. H., 1970, Creep in the
upper mantle, Mineralog. Soc. America Spec.
Paper 3, 113-121.
21. Ramsay J. G., 1967, Folding and Fracturing of
Rocks, New York: McGraw-Hill, 568 p.
22. Sander B., 1930, Gefugekunde der Gesteinc.
Berlin: Springer.
23. Sander B., 1951, Contributions to the Study of
Depositional Fabrics, E. B. Knopf, Trans. Tulsa,
Okla.: American Association of Petroleum Geo-
logists.
24. Schmidt W., 1925, Gefugestatistik, Miner. Pet
Mitt. 38, 395-399.
25. Shimamoto T. and Hara L, 1976, Geometry and
strain distribution of single-layer folds, Tectono-
physics 30, 1-34.
26. Stauffer M.O., 1966, An empirical-statistical
study of three-dimensional fabric diagrams as
used in structural analysis, Canadian Jour. Earth
Sci. 3, 473 498.
27. Turner F.J., 1953, Nature and dynamic inter-
pretation of deformation lamellae in calcite of
three marbles, Am. Jour. Sci. 251, 276-298.
28. Turner F. J. and Weiss L. E., 1963, Structural
Analysis of Metamorphic Tectonites. New York'
McGraw-Hill, 545 p.
29. Wickham J. S. and Anthony J. M., 1977, Strain
paths and folding of carbonate rocks near the
Blue Ridge, Central Appalachians, Geol. Soc.
America Bull. 88, 920 924.
СТРУКТУРНЫЙ HOC-
см. МОНОКЛИНАЛЬ
СТРУКТУРЫ
ГРАВИТАЦИОННОГО ОСЕДАНИЯ
Горы Загрос на юго-западе Ирана зани-
мают область длиной около 1300 км и
шириной 160 км. Эта область мечта гео-
логов, почти земной рай для них. Здесь мы
имеем ясную стратиграфию, простое строе-
ние и хорошо выраженный рельеф. В таких
идеальных условиях со столь хорошими
обнажениями пород трудно не доверять
собственным глазам, как это иногда бывает
в других местах в менее благоприятных
СТРУКТУРЫ ГРАВИТАЦИОННОГО ОСЕДАНИЯ
371
обшановках. Столь удачное стечение об-
сюя1сльств в природе встречается редко, и,
но (можно, именно этим объясняются труд-
ное in идентификации структур гравитаци-
онного оседания и немногочисленность из-
нос 1 пых примеров таких структур.
Упомянутый район подвергся воздейст-
вию плиоценовых движений, которые поро-
ли чи крупные, почти параллельные и сим-
мегричные складки северо-западного и
к» о-восточного простирания. Многие из
них достигают 80 км в длину и 13 км в
ширину. Изученные разрезы имеют следу-
ющее строение. Песчаники Фарс миоцен-
пнноценового возраста, мергели и эвапори-
I ы мощностью до 3000 м залегают на сло-
не । ых и массивных известняках Асмари
(нижний миоцен) мощностью 300 м. Ниже
И1вес1няков Асмари лежат серые мергели
(сснон-эоцен) мощностью 700 м, подсти-
лаемые рифовыми или тонкослоистыми из-
иее । пяками, мощностью от 500 до 1000 м.
>io известняки среднего мела (сеноман-
гурон). Под ним залегают альбские Аммо-
ни । овые мергели мощностью 300 м и до-
шц.бские массивные и доломитовые извест-
няки мощностью до 1000 м. В результате
выветривания известняковые толщи обра-
•ую! холмы, а по мере развития эрозии-
характерные пилообразные гряды. Быстрое
внвшривание мергелей Фарс и более древ-
них мергелистых слоев порождает так на-
минаемые субсеквентные долины. Расчленен-
ность современного горного рельефа до-
спи ает 270 м, и можно предположить, что
koi да-го мощность мергелей была больше
на 50%. В настоящее время сглаженные
вершины могут быть сложены любой из
I рсх устойчивых к выветриванию известня-
ковых пачек. Если структура срезается до
юал ьбского ядра, у нее появляются два
(воженных известняком вала с характерны-
ми треугольными выступами («утюгами»),
параллельные поднятию и огибающие его
концы; они образуют две оболочки, соглас-
но падающие наружу поверх склонов купо-
III с дополнительными обращенными
iiiivipb скалистыми амфитеатрами. Мы
описали обычно встречающуюся правиль-
ную конфигурацию, которая формируется
п । руппе эродированных концентрических
1мов, сложенных чередующимися более
или менее устойчивыми породами. Когда
расчлененность превышает 1000 м, на вы-
ступающих известняковых уступах иногда
наблюдаются как мелкие, так и довольно
значительные структуры, которые, как по-
лагают, возникают под действием силы
тяжести.
В качестве примера рассмотрим гребень
антиклинали, которая сложена известняком
среднемелового возраста, контролирую-
щим рельеф. Этот известняк смят в складки
концентрично с Аммонитовыми мергеля-
ми, подстилающими его почти по всей
длине. Однако известняковый чехол купола
кое-где изрезан эрозионными бороздами, а
на отдельных участках вершины известняк
как бы соскользнул по обе стороны от оси
складки. При этом поперечное сечение из-
вестнякового слоя, первоначально пред-
ставлявшее собой гладкий синусоидальный
изгиб, принимает вид коленообразной
складки (рис. 2, см. [1]). Слой известняка
на вершине все еще полого падает наружу,
но появляется коленообразный уступ, после
которого угол падения увеличивается по
сравнению с невозмущенным состоянием;
слой как бы столкнули с вершины купола.
Другими словами, его падение становится
круче, а местами он может принимать вер-
тикальное или даже перевернутое положе-
ние. В результате возникает гравитацион-
ная структура, называемая структурой
кровли и стенки (рис. 1). Соединение кров-
ли со стенкой может быть всего лишь
коленообразным выступом, но если пере-
гиб становится очень резким, может воз-
никнуть разрыв с образованием надвига.
В известняке Асмари были выделены
две разновидности структур, производных
от структуры кровли и стенки. В одном
случае пласт кровли длиной 1,5 км просто
соскользнул вниз и покоится на эродиро-
ванной поверхности свиты Фарс в стороне
от выходящего на поверхность твердого
известняка Асмари. Эта структура была
названа пластом скольжения. В другом
месте, в долине, врезанной в склоны сводо-
вого поднятия, были изучены два пласта
известняка Асмари с одинаково крутым
падением в стороны от оси купола. Оба
пласта содержали ископаемые остатки оди-
накового возраста. В этом разрезе нижний
372
СТРУКТУРЫ ГРАВИТАЦИОННОГО ОСЕДАНИЯ
Рис. 1. Диаграмма, иллюстрирующая образова-
ние структуры «кровля и стенка» при соскальзы-
вании массивного известняка, залегающего на
глинистых сланцах.
пласт залегает на месте своего образования
и погружается под свиту Фарс, тогда как
верхний, когда-то составлявший часть
кровли структуры, соскользнул и остано-
вился, опираясь на кромку. Это тоже пласт
скольжения. Внутренний пласт залегает in
situ и является нормальным; внешний не
имеет корней и определяется как экзоти-
ческий.
Аналогичные структуры другого типа
встречаются на нижних участках одного из
удлиненных склонов обнажений известня-
ка. В одних случаях сдвинута вся толща
известняковой пачки; в других, и в первую
очередь в наиболее тонкослоистых верхних
участках разреза Асмари, сдвинута лишь
часть свиты. Таким образом, хотя профиль
сводового поднятия в целом близок к глад-
кому синусоидальному изгибу, при более
внимательном изучении нижних склонов на
их поверхности можно обнаружить неболь-
шую волнистость, как если бы некоторые
из верхних слоев известняка провисли.
Именно это провисание имелось в виду,
когда впервые был применен термин
структура оседания. Сходные складки
повторяются иногда два-три раза в направ-
лении к основанию склона. Такая последо-
вательность складок называется удачным,
как кажется, термином каскад. В каскад
может быть вовлечена вся толща известня-
ковой свиты, по чаще в складки сминаются
лишь верхние слои, особенно это относится
к верхней тонкослоистой части разреза
Асмари.
Самой невероятной из встречающихся
структур гравитационного оседания явля-
ется опрокинутое крыло складки - покрыш-
ка. Ее можно определить как структуру, в
которой часть известнякового слоя смина-
ется, не разрушаясь, в опрокинутую склад-
ку, в результате чего нижняя поверхность
слоя оказывается наверху, а верхняя-внизу
и покоится на более молодых пластах,
оставшихся после эрозии. Опрокинутые
пласты известняков свиты Асмари и сред-
него мела встречаются в разных местах. В
качестве примера приведем известняк Ас-
мари, залегающий на северо-восточном
склоне купола Кух-и-Кхами поверх свиты
Фарс в синклинали Тасир. Начинающаяся
на северо-востоке этого района долина
Тасир имеет вид обычной синклинальной
долины. Юго-западное и северо-восточное
Рис. 2. Диаграмма, иллюстрирующая формиро-
вание одной из структур гравитационного оседа-
ния на юго-западном крыле хребта Далич-Рита
[1]
СТРУКТУРЫ ГРАВИТАЦИОННОГО ОСЕДАНИЯ
373
Рис. 3. fl-синклиналь Тасир; б - разрез этой же синклинали в 14 км юго-восточнее, где встречаются
опрокинутые пласты «покрышки». Точечной линией в районе Тул-и-Шагар показано положение
опрокинутого известняка Асмари в 3,5 км северо-западнее.
крылья трога представляют собой зубчатые
хребты, сложенные известняком Асмари,
слои которого падают соответственно на
северо-восток и юго-запад. Далее к юго-
востоку зубчатый хребет на юго-западном
склоне долины исчезает, известняковые
слои опрокидываются и образуют холм с
округлой вершиной, который в северо-вос-
точном направлении переходит в слабо
волнистое известняковое плато. Овраг,
выработанный водами, стекающими с Кух-
и-Кхами к северо-востоку, рассекает плато
и обнажает разрез известняка Асмари, зале-
(ающего почта горизонтально, но в пере-
вернутом положении (рис. 3, см. [1]).
Обнажается также часть разреза Фарс.
Перевернутый пласт (крышка) простирается
примерно на 6,5 км к юго-востоку вдоль
оси долины и на 3 км к северо-востоку.
Гам, где перегиб складки заканчивается,
падение известняка Асмари снова стано-
вится северо-восточным, и он залегает со-
гласно на серии слоев мелового возраста,
слагающих юго-восточный склон Кух-и-
Кхами. Таким образом, мы имеем дело с
опрокинутой складкой, ни одно из крыльев
которой, однако, не выклинивается, мощ-
ность как верхнего, так и нижнего пласта
остается одинаковой. Хотя перегиб складки
очень резкий, разрыва не произошло, но
известняк в этой области сильно трещи-
новатый.
Обнажения на северо-восточном склоне
долины Тасир показывают, что у местечка
Тасир известняк Асмари имеет нормальное
падение к юго-западу, но еще дальше к
юго-востоку близ местечка Лар его слои
снова опрокидываются, причем опрокину-
тое-крыло складки занимает меньшую пло-
щадь, хотя во всех других отношениях кар-
тина не отличается от предыдущей. Опро-
кинутый известняк Асмари и в этом случае
374
СФЕНОХАЗМ
залегает частично на эродированной по-
верхности свиты Фарс. Затем слой восста-
навливает свое положение и падет снова на
юго-запад.
Прошло уже 30 лет, с тех пор как были
впервые обнаружены структуры гравитаци-
онного оседания в Иране. За это время
целое поколение геологов, изучая материа-
лы полевых наблюдений, признало их ин-
терпретацию правильной. Структуры, ко-
торые могли бы иметь сходное происхож-
дение, наблюдались и в других местах, в
частности на севере Пиренеев. Обнаружены
они и на геологических картах складчатых
областей со сходной литологией. Но ком-
бинация геологических и топографических
факторов, дающая прекрасные примеры
этих структур в Иране,-явление, по-види-
мому. редкое. Их открытие служит как бы
напоминанием геологам о том, что силами
гравитации в структурной геологии пре-
небрегать не следует.
Дж. В. Харрисон (J.V. Harrison);
Н.Л. Фокон (N.L. Falcon).
ЛИТЕРАТУРА
1. Harrison J. V. and Falcon N. L„ 1934, Collapse
structures, Geol. Mag. 71, 529- 539.
2. Harrison J.V. and Falcon N. L., 1936, Gravity
collapse structures and mountain ranges as
exemplified in South Western Iran, Royal Soc,
London Geol. Soc. Quart. Jour. 92, 91-102.
СТУПЕНЬКИ НАРАСТАНИЯ
см. ЗЕРКАЛА СКОЛЬЖЕНИЯ
И ЛИНИИ СКОЛЬЖЕНИЯ
СТУПЕНЬКИ РАЗЛОМА-
см. ЗЕРКАЛА
СКОЛЬЖЕНИЯ И ДИНИН СКОЛЬЖЕНИЯ
СФЕНОХАЗМ
Термин сфенохазм- один из терминов,
которые предложил Кэри [1] для описания
деформационных структур первого поряд-
ка, выявленных им как тектонические след-
ствия континентального дрейфа. Согласно
Кэри, сфенохазм определяется как тре-
угольный раздел в океанической коре, рас-
членяющий два кратонных блока (конти-
нентальной коры) с разломными окраина-
ми, сходящимися в некоторой точке, кото-
рый образовался при повороте одного из
блоков относительно другого. Внутри гра-
ничных «губ» могут быть один или не-
сколько радиальных лучей, разделяющих
крупный сфенохазм на два или больше
сфенохазмов меньшего масштаба [1].
Сфенохазмы могут быстро заполняться
осадками мощностью до 6 км и более. У
вершины сфенохазма, напротив зоны рас-
тяжения, находится сектор сжатия, наблю-
даемый обычно в виде ороклина, например
орогенного пояса с изменяющейся ориента-
цией складки, что, по интерпретации Кэри
[1, 2], вызвано деформацией сжатия и не
является первоначальной геометрической
чертой складчатого пояса.
Типичный пример, приведенный Кэри
(рис. I),-сфенохазм Бискайского залива
(не ороклин), образованный при сжатии
Пиренеев и повороте вокруг вершины, ле-
жащей между Пиренейским блоком и юго-
западной окраиной Франции. В соседнем
западном районе Средиземного моря Кэри
указывает на Корсиканский сфенохазм, рас-
положенный между юго-восточным бере-
гом Испании и юго-западным берегом Ита-
лии. Балеарские острова и блок Корсика-
Сардиния образуют две радиальные струк-
туры, сходящиеся в вершине сфенохазма.
Напротив расположена вершина Лигурий-
ского ороклина. Другой пример - Арктичес-
кий сфенохазм между Сибирским и Канад-
ским шельфами, напротив Аляскинского
ороклина. В подтверждение Кэри приводит
палеомагнитные данные, например: соот-
ветствующим поворотом можно совмес-
тить расходящиеся траектории полюса,
наблюдаемые по данным для Северной
Америки и Европы.
Дальнейшие исследования сфенохазмов
приводят к дополнительной аргументации
в пользу структур вращения в Средиземно-
морском регионе. Кэри [2] подчеркивает,
что при закрытии сфенохазмов и спрямле-
нии ороклинов достигаются упрощения ре-
гиональных структур, и связывает эти от-
дельные повороты с левосторонним движе-
нием вдоль крупного широтного сдвига в
Средиземном море с сопутствующим рас-
СФЕНОХАЗМ
375
1‘ис. 1. Поворот Испании при раскрытии Бискайского сфенохазма. Вращение вокруг точки О
приводит к образованию Пиренеев [2].
1яжением по меридиану. Распределение
•пицентров землетрясений указывает на на-
шчие активной зоны сдвига, тянущейся
вдоль Северной Африки, на запад от Сици-
пии, и уходящей в Атлантику через Гибрал-
iap к Азорским островам; на современном
1сктоническом языке эта зона считается
1раницей континентальной плиты. Совре-
менные движения вдоль нее, определяемые
по механизмам очагов, однако, характери-
«уются сжатием внутри Средиземномор-
ского бассейна и правосторонним движени-
ем в Атлантике.
Возвращаясь к Бискайскому сфенохаз-
му, отметим, что палеомагнитные изокли-
ны в основном датируются пермским пери-
одом. Раздвигание их, судя по породам
Пиренейского полуострова и североевро-
пейской части Альпийского складчатого
пояса, свидетельствует о 35°-ном повороте
против часовой стрелки вокруг вершины,
находящейся, как и предполагал Кэри [2], в
376
СФЕНОХАЗМ
западных Пиренеях. Аналогично, по менее
точным данным, размещаются триасовые
изоклины, но позднемеловые-раннетре-
тичные изоклины имеют уже параллельную
ориентировку. Образование Бискайского
залива в период между поздним триасом и
поздним мелом, на что указывают приве-
денные данные, согласуется с меловой да-
тировкой осадков внутри него. Наблюдае-
мая здесь картина линейных магнитных
аномалий, расходящихся радиально от точ-
ки вращения, интерпретировалась с пози-
ций спрединга морского дна как раскрытие
сфенохазма.
Эти данные не согласуются с первона-
чальными предположениями Кэри об об-
щей системе движений, образовавших оро-
клины в третичных альпийских складчатых
поясах. Однако, с другой стороны, струк-
турные данные вызывают скептическое от-
ношение к природе ороклинов, и даже если
допустить совпадение по времени складко-
образования и раскрытия сфенохазма, то, в
соответствии с палеомагнитной интерпре-
тацией, эти процессы должны были про-
изойти либо слишком поздно (поздний
эоцен), либо слишком рано (герцичская
орогения). Отсюда следует, что какие-либо
выводы о сжатии при вращении рассматри-
ваемых структур вызывают сомнения.
Дейвид У. Пауэлл (David W. Powell.
Dept, of Geology, The University
Glasgow W. 2, Scotland.)
ЛИТЕРАТУРА
1. Carey S. W., 1955, T.ie orocline concept in geo-
tectonics, Proc Royal Soc. Tasmania 89, 255-288
2. Carey S W. 1958, The tectonic approach tc
continental drift, in S. W. Carey, ed., Continental
Drlt, A Symposium. Hobart, University ol
Tasmania, 258.
НАУЧНОЕ ИЗДАНИЕ
СТРУКТУРНАЯ ГЕОЛОГИЯ
И ТЕКТОНИКА ПЛИТ
В трех томах
Под редакцией Карла К. Сейферта
Том 2
УИНТРОП Д. МИНС, Л. МЮЛЛЕР, X. Ф БОК И ДР.
Заведующий редакцией В. В. Герасимовский
Старший научный редактор В С Краснова
Младший на] чннй редактор Т. С. Егорова
Художник О. В. Борвенко
Художественные редакторы Н. И. Дубова
А. В. Страхова
Технический редактор M. А. Страшнова
Корректор В. И. Николаева
ИБ № 7241
Сдано в набор 10.04.90. Подписано к печати 18.03.91
Формат 70xl00’/ie- Бумага офсетная № 1. Печап
офсетная. Гарнитура тайме. Объем 11,75 бум. л
Усл. печ.л. 30,55. Усл. кр-отт. 61,43. Уч изд. л. 36.21
Изд № 5/6892. Тираж 1850 экз. Зак. 490. Цен!
8 р. 80 гоп
Издательство «Мир» В/О «Совэкспорткнига» Государ
ственного комитета СССР по печати
129820, ГСП, Москва, И-110, 1-й Рижский пер., 2
Можайский полиграфкомбинат В О «Сосэкспор.кнш
при Государственном комитете СССР по печати
г. Можайск, ул. Мира, 93.