Деструкция литосферы
Новый взгляд на происхождение и заложение "первичных" разломов и образование крупных блоков как результат остывания архейской литосферы. Рассмотрение частичной кристаллизации и локализации напряжений в местах погружения остывающих конвекционных потоков.
Рубрика | Геология, гидрология и геодезия |
Вид | статья |
Язык | русский |
Дата добавления | 25.10.2018 |
Размер файла | 3,8 M |
Отправить свою хорошую работу в базу знаний просто. Используйте форму, расположенную ниже
Студенты, аспиранты, молодые ученые, использующие базу знаний в своей учебе и работе, будут вам очень благодарны.
Размещено на http://www.allbest.ru/
АННОТАЦИЯ
Предложен новый взгляд на происхождение и заложение «первичных» разломов и образование крупных блоков как результат остывания архейской литосферы, во время которого формировались ячеи Бенара (рис. 5). В местах погружения остывающих конвекционных потоков происходила частичная кристаллизация, локализация на пряжений и закладывались первичные разломы. Их системы, преимущественно двух направлений, постепенно сфор мировали первичную блоковую структуру литосферы, которая к настоящему времени представлена самыми крупны ми разломами архейского заложения, выступающими как ограничения плит и крупных внутриплитных блоков (рис. 6). Эта группа разломов формирует первый масштабновременной уровень деструкции литосферы. Крупные блоки первого, возможно второго порядков, располагаясь на вязком основании, взаимодействуя друг с другом под влияни ем подлитосферных движений или эндогенных источников, способствовали возникновению высоких внутриблоко вых напряжений. При превышении пределов прочностных характеристик блоковой среды разрядка внутриблоковых напряжений приводила к формированию разрывов и блоков различных рангов (рис. 14). Эта разноранговая и разно временная по образованию большая группа разломноблоковых структур формирует второй масштабновременной уровень деструкции литосферы.
Интенсивному эволюционному развитию ансамблей разломов и блоков второго масштабновременного уровня способствуют короткопериодные активизации разломноблоковых структур литосферы, происходящие под воздей
ствием деформационных волн. Интенсивные короткопериодные активизации аргументированно устанавливаются по
сейсмическому мониторингу для последних пятидесяти лет. Исследования по периодическим процессам, зафиксиро ванным в геологических летописях за постпротерозойские периоды [Khain, Khalilov, 2009], позволяют считать, что и в пока не изученные исторические и более древние времена для верхней части литосферы были характерны волно вые процессы и их воздействие на метастабильное состояние разломноблоковой среды литосферы.
Деструкция литосферы на втором масштабновременном уровне происходит в соответствии с законами разруше ния упругих и хрупких тел, на всех иерархических уровнях соответствует подобию разрушения, фрактальности про цессов деструкции, а также синхронным деструкции другим процессам. Предложены уравнения разломной (7) и блоковой делимости (8) литосферы, а также обобщенное уравнение (9) разломноблоковой делимости литосферы. К современному геодинамическому этапу развития Земли сформирована горизонтальнослоистая зональная структура деструкции Земли (рис. 15). На очереди - познание закона эволюции деструкции литосферы Земли в целом. Необхо димо ввести в обсуждение вариации реологических свойств вертикального разреза литосферы, влияние фактора времени на реологические и прочностные свойства, наконец, первичную неоднородность среды литосферы в сочета нии с современными геодинамическими процессами. Проблема решаемая, ее практическая значимость несомненна.
Ключевые слова: литосфера, деструкция, разлом, разломноблоковая структура, параметры, ячеи Бенара.
1. ВВЕДЕНИЕ
разлом блок архейский литосфера
Длительное напряженное состояние верхней хруп кой части литосферы является главной причиной ее деформации, в большинстве случаев сопровождаю щейся разломообразованием, которое представляет со бой формирование разноранговых разрывов, сочетания которых образуют разломноблоковые структуры ли тосферы и ее деструктивные зоны.
Деструкция литосферы - в настоящее время термин широкого пользования. Деструкция - разрушение, на рушение нормальной структуры, целостности лито сферы. Геологическими объектами, отражающими про цесс деструкции, являются трещины и разломы раз личных иерархических уровней и возраста заложения, которые в процессе тектогенеза структурируются в системы и разноранговые (разнопорядковые) блоковые структуры, отражающие общие и частные законо мерности деструкции. Более широко рассматривает деструкцию геологических сред П.В. Макаров и др. [Makarov et al., 2007, p. 46], объединяя понятия пла стической деформации и разрушения и «рассматривая их как единый процесс эволюции материала под действием приложенных нагрузок, в ходе которого и об разуется иерархия блоков». Действительно, процесс разрушения твердого тела под действием прилагаемых внешних нагрузок происходит в развитии и начинается с локализации напряжений около любой неоднородно сти в сплошном теле, зарождения микроскопической трещинки и ее развития в дальнейшем в дислокацию и разрывную макроструктуру. Таких неоднородностей может быть много и, следовательно, столько же ло кальных центров зарождения трещин. Их сложная во времени и пространстве интеграция в единую геологи ческую структуру - крупный, глубинный или гене ральный разлом - происходит прерывисто во времени и в течение длительных временных геологических пе риодов. Иными словами, развитие разрывов в лито сфере Земли происходит эволюционно от мелких к крупным. И действительно, наблюдения и разномасш табные геологические, тектонические и структурно тектонические карты дают полное представление о широком развитии разноранговых разрывов и разло мов практически в любом участке земной поверхно сти.
Классификация разрывов по возрасту заложения и размерам (длине, протяженности) проявления позво ляет выявить их специфические особенности: длинные разрывы более древние, образуют системы из двух, очень редко трех направлений, расстояния между раз рывами в системах большие [Fault Map…, 1977? Suvo rov, 1977а, 1977b], что в конечном итоге способствует формированию крупной разломноблоковой структуры литосферы. В границах крупных блоков выделяются более мелкие блоковые структуры, иногда до несколь ких порядков. В других случаях такого дробления не происходит, крупный блок не продолжает «разрушать ся» и лишь на срезе коренных обнажений видна тре щиноватость горных пород. Практически на континен тальной литосфере, где проведено мелко и средне масштабное геологическое картирование, не удается выделить «бестрещинные» площади, а в трещинова тых средах всегда констатируется распространение разномасштабных по длине трещин, количественное соотношение которых в координатах «количество- длина» математически значимо проявляется [Sherman, 1977]. Что же лежит в основе того, что физика разру шения твердого тела доказывает эволюционное разви тие единичного разрыва от мелкой дислокации к круп ной, а сетка разломов, особенно системы крупных раз ломов, закладывалась в литосфере Земли в различные периоды ее развития, активизировалась неоднократно, но продолжала «сохранять» блоковую структуру лито сферы, несмотря на продолжительные эпизоды после дующих активизаций и «внутриблокового» дробле ния? С точки зрения автора, различия в первичном способе нагружения различных объемов масс лито сферы и некоторые другие соотношения их парамет ров определяют сохраняющийся в течение длительных геологических периодов разноранговый ансамбль раз ломноблоковых структур литосферы и его воздейст вие на синхронно протекающие процессы.
Специфика разнорангового блокового ансамбля ли тосферы Земли заключается в том, что системы блоко вой делимости литосферы закладывались на разной генетической основе. Крупнейшие блоки литосферы (континенты и крупные внутриконтинентальные блоки) закладывались первоначально в периоды становления и остывания вязкой литосферы как контуры яче ек Бенара. Их «остаточные» современные формы суть древние, скорее всего архейского заложения, ныне крупные протяженные глубинные, или генеральные, разломы, ограничивающие крупные плиты или грани цы континентов. В последующие этапы тектогенеза в границах уже заложенных блоков происходило даль нейшее «дробление» литосферы на более мелкие раз норанговые блоковые структуры, подчиняясь, в этом случае, законам дробления твердого тела. Разломно блоковая деструкция литосферы с постархейского пе риода эволюционировала во «встречном» взаимодей ствии: сначала крупная блоковая делимость высшего масштабновременного уровня, позже - второго, более низкого, уровня, когда делимость уже заложенных в структуре блоков определялась геодинамическими ре жимами и другими условиями формирования и дроб ления среды.
2. РАЗЛОМНОБЛОКОВАЯ ДЕЛИМОСТЬ ЛИТОСФЕРЫ
Процесс деструкции твердых геологических фор мирований обсуждался в ряде публикаций В.В. Пиот ровского [Piotrovsky, 1964], М.А. Садовского и др. [Sadovsky et al., 1987], Л.И. Красного [Krasny, 1984], Ю.Я. Ващилова [Vashchilov, 1984], Ю.Г. Гатинского, Д.В. Рундквиста [Gatinsky, Rundquist, 2004? Rundqvist et al., 2004], Т.П. Белоусова и др. [Belousov et al., 1997] Ю.Г. Гатинского и др. [Gatinsky et al., 2008, 2011a, 2011b] С.В. Гольдина [Goldin, 2002], Г.Г. Кочаряна и А.А. Спивака [Kocharyan, Spivak, 2003], О.В. Петрова [Petrov, 2007], С.И. Шермана [Sherman, 1977, 1996? Sherman, Gladkov, 1999], С.И. Шермана, Нгуен Тронг Ема и К.Ж. Семинского [Sherman et al., 2000], К.Ж. Се минского [Seminsky, 2001? Seminskii, 2008], С.Н. Чер нышова, [Chernyshov, 1983] и многих других, в том числе зарубежных авторов [Xu, Deng, 1996? Jin et al., 2007? Zhang et al., 2003? Liu et al., 2007], в числе ко торых наиболее известна работа Д.Д. Мудди и М.Д. Хилла [Mooddy, Hill, 1960].
Во всех случаях акцентировалось внимание на раз ных сторонах этого процесса: формировании блоковых структур и их характерных размерах, свойствах погра ничных блоковых структур (разломов), интенсивности (плотности) разноранговых разрывов, фиксируемых в определенных зонах и др. Системы разломов, вычле няющие крупные блоки литосферы, можно считать окончательно сформировавшимися к концу протерозоя
– к завершению формирования твердой оболочки Зем ли. Это хорошо показано на «Карте разломов СССР и сопредельных стран» [Fault Map…, 1977], подробная характеристика которой опубликована в книгах, посвя щенных складчатым и платформенным регионам [Su vorov, 1977a, 1977b]. Разломы и блоки всегда рассма триваются как взаимосвязанные структурные формы, согласно данному Л.И. Красным [Krasny, 1967] опре делению, что «геоблоками следует называть крупные региональные структуры размером 800-1400Ч1500- 2200 км, т.е. общей площадью около 1-5 млн квадрат ных километров, обладающие характерными чертами литогенеза, магматизма и метаморфизма и отсюда - определенными формационными рядами и соответст венно типовым набором минерагенических областей. Ограничениями блоков служат долгоживущие глубин ные разломы, характеризующие общую делимость тек тоносферы» [Krasny, 1967, р. 117]. Именно ограниче ния отдельных крупных или небольших массивов ли тосферы или горных пород глубинными или разлома ми других рангов и трещинами, хорошо выделяемыми при картировании или дешифрировании, в настоящее время принято называть блоками. Неразрывность понятий разломов и блоков и их широкое распростране ние в верхней хрупкой части литосферы дали основа ние во многих геологоструктурных и геофизических исследованиях структуру литосферы рассматривать как разломноблоковую [Khain, 1984].
Зональность строения ряда крупных межблоковых и внутриблоковых разломов впервые, пожалуй, описа на и оценена К.Ж. Семинским [Seminsky, 2001], пред ложившим термин «зонноблоковая структура» лито сферы. Детальное изучение зон межблоковых разло мов с акцентом на их параметры показало, что попе речные размеры разломных зон значимы по отноше нию к размерам контактирующих блоков. Подобные наблюдения и послужили основанием считать выяв ленные количественные соотношения параметров межблоковых разломов не случайными, а сами струк туры называть не блоковыми или разломноблоковы ми, а зонноблоковыми.
Одну из первых мелкомасштабных схем «Геобло кового строения Земли» опубликовал Л.И. Красный [Krasny, 1984], выделив геоблоки кратонные, молодых платформ, геосинклинальных складчатых областей, океанских котловин и морей. В основу классификации блоков была положена принадлежность блоков к оп ределенному типу геологических формаций. Без вни мания был оставлен основной критерий выделения блоков как самостоятельных разнопорядковых струк тур - разломов. Схема Л.И. Красного не получила ши рокого признания, но смогла отразить принципиаль ную блоковую структуру земной коры и наметить на правление для ее дальнейшего изучения, в том числе на основе количественных методов.
Важной вехой в развитии количественных методов исследования разломов и, как следствие, форми руемых ими блоковых структур явились работы М.В. Гзовского [Gzovsky, 1971, 1975], И.И. Чебаненко [Chebanenko, 1963], С.И. Шермана [Sherman, 1977], Ю.Я. Ващилова [Vashchilov, 1984], В.А. Санькова [San'kov, 1989] и ряда других исследователей.
В работе И.И. Чебаненко [Chebanenko, 1963] при веден хороший пример густоты расположения регио нальных разломов в зависимости от их величины. Мас совые закономерности расстояний между разломами позволили И.И. Чебаненко установить следующую эм пирическую зависимость: разломы повторяются через интервалы 12, 25, 37, 50, 100 и 475-500 км. Причина такой делимости в цитируемой работе не объяснена. Тем не менее приведенные цифры во многих случаях определяют и поперечные размеры блоков, формируе мые при пересечении систем разломов.
Геометрически правильный рисунок сетки разло мов определяется не только выдержанностью направ лений систем, но и незначительными колебаниями расстояний между разломами, образующими систему. В монографии С.И. Шермана [Sherman, 1977] было показано, что среднее расстояние между трещинами M в системе определяется их длиной L и оценивается уравнением:
M=kLc,(1)
где k и c - эмпирические коэффициенты, численно равные 0.4 и 0.45 соответственно. Физическое объяс нение выявленной эмпирической связи можно найти при анализе полей напряжений, образующихся вокруг разломов и уменьшающих общее напряженное состоя ние среды, которое становится ниже предела прочно сти горных пород. Такое же физическое обоснование обусловливает области динамического влияния разло мов [Sherman et al., 1983]. Уравнение (1) лежит и в ос нове наиболее вероятной блоковой структуры верхней хрупкой части литосферы, образуемой двумя, реже тремя наиболее развитыми системами разломов. Вос пользовавшись установленным уравнением (1), в ко торое не входит параметр, какимлибо образом отра жающий тектоническую активность, можно предопре делить примерный план разломной тектоники и ис пользовать его при анализе блоковой тектоники от дельных регионов. Густота же сетки разломов опреде ляется интенсивностью тектонических процессов и контролируется законами разрушения земной коры.
Исследования Ю.Я. Ващилова [Vashchilov, 1984, р. 223] позволили оценить нижние границы блоков. На основе интерпретации гравимагнитных данных им по казано, что «…верхние и нижние ограничения блоков совпадают с горизонтальными поверхностями расслое ния, определяя тем самым главную форму делимости верхней части Земли? к этим же квазигоризонтальным поверхностям тяготеют глубины заложения разломов и их затухания вблизи верхних ограничений блоков». Время образования блока определяется по возрасту наиболее молодого из разломов, оконтуривающих блок.
Уточнение выводов Ю.Я. Ващилова о глубинах проникновения разломов сделано В.А. Саньковым [San'kov, 1989]. Им предложено уравнение:
H=f(L)(2)
для оценки глубины H проникновения разломов в за висимости от их длины L и показано, что прямая зави симость H(L) применима для верхней части земной коры. С глубиной и переходом длин разломов в класс региональных пропорция связи изменяется с тенден цией уменьшения отношения H/L.
На влияние горизонтальных границ раздела на глу бины проникновения разломов указывают М.А. Са довский и др. [Sadovsky et al., 1987]. Сопоставляя глу бины проникновения разломов с нижними границами блоков коры и литосферы, авторы считают возможным отождествить величину Н с величиной S0.5, где S - площадь блока. Распределение глубин разделов Н по размерам позволило выделить дискретные распреде ления преимущественных глубин проникновения разрывов, образующих ряд: 80, 200, 400, 700 и 3100 км. Характерно то, что среднее значение отношения Hi+1/Hi близко к отношению Li+1/Li. Важнейшим выво дом работы М.А. Садовского и др. [Sadovsky et al., 1987, р. 91] является утверждение, что «фундамен тальное свойство геофизической среды заключается в том, что она состоит из системы неоднородностей (блоков, отдельностей), которые взаимодействуют друг с другом и обмениваются энергией в процессе де формирования среды». И далее обращено внимание на основную особенность блоковой среды - существова ние иерархического дискретного распределения ее эле ментов по размерам. Таким образом, в цитируемой ра боте дано исчерпывающее объяснение подобия раз ломной и разломноблоковой сред земной коры и верхней хрупкой части литосферы для широкого диа пазона масштабов. Делимость литосферы на блоки и подобие их размеров характеризуются свойствами ав томодельности процесса разрушения.
В настоящее время идеи В.В. Пиотровского, Л.И. Красного, М.А. Садовского и мн. др. об иерархич ности дискретного ряда блоковых структур получили развитие в книге Г.Г. Кочаряна и А.А. Спивака [Ko charyan, Spivak, 2003], в которой приводится урав нение для оценки линейного размера блоков в зависимости от его иерархического уровня. Обращается внимание на необходимость отчетливо соизмерять масш табы картирования используемого геологогеофизиче ского материала и ранговые структуры блоков, потен циально на ней выступающие. Разноранговые разломы практически на любом выбранном участке земной по верхности, как правило, представляют собой совокуп ность решеток разного иерархического уровня. Здесь важно отделить, как пишут авторы цитируемой моно графии, «шумовой» фон, который формируют решетки более крупных и более мелких блоков. Принятый под ход позволил им выяснить некоторые закономерности разломноблоковой делимости земной коры, обобщая параметры соизмеримых разноранговых блоков. За метные отличия в закономерностях деформирования соседних структурных блоков одного ранга подчерки вают роль разграничивающих их разрывов как естест венных границ, затрудняющих интенсивность энерго обменных процессов. Иными словами, иерархическая делимость среды совпадает с иерархией геодинамиче ских процессов. Цитируемые авторы считают, что «по мере увеличения ранга тектонического нарушения в релаксационном процессе участвуют блоки больших размеров, а релаксация среды может происходить од новременно на нескольких иерархических уровнях» [Kocharyan, Spivak, 2003, р. 412]. Вывод чрезвычайно важен при изучении и анализе сейсмичности в разлом ноблоковой среде литосферы. Такое строгое иерархи ческое классификационное разделение блоков позво лило авторам перейти к изучению важнейших геоло гических структур - межблоковых промежутков (зон разноранговых разломов), их иерархии и соответствующих закономерностей, в частности релаксационных процессов - важнейших характеристик реологического разреза литосферы в координатах времени.
Несколько ранее близкий вывод был сделан в ра ботах В.В. Адушкина и др. [Adushkin et al., 1997] и А.А. Спивака и В.Г. Спунгина [Spivak, Spungin, 1998], в которых показано, что режим геодинамических про цессов характеризуется ярко выраженной пространст венной изменчивостью. Характеристики релаксационных процессов даже для соседних блоков одного ранга могут отличаться, что дает основание использовать па раметры релаксационных процессов для сравнитель ной диагностики территорий по степени долговремен ной геодинамической устойчивости.
Работами К.Ж. Семинского [Seminsky, 2001, 2003? Seminskii, 2008] выявлено и количественно охаракте ризовано 11 уровней иерархии зонноблоковых струк тур и установлено, что среднегеометрические соотно шения их главных элементов - зон и блоков - в среднем отличаются для смежных порядков в 2.1-2.2 раза.
Показано, что наиболее крупные блоки характеризу ются поперечными размерами более двух тысяч кило метров, а ограничивающие их разломы характеризу ются как типичные межплитные границы. Для иден тификации иерархической подчиненности зоннобло ковых структур рекомендуется использовать парамет ры зон, так как они меньше всего зависят от неод нородностей субстрата [Seminskii, 2008]. Введенный К.Ж. Семинским [Seminsky, 2001] термин зоннобло ковая структура постепенно входит в «обращение» и чаще используется геологическими группами иссле дователей, детально изучающих внутреннюю структу ру межблоковых разломов. Термин расширяет понятие «область динамического влияния разломов» и уточня ет в своем названии их зональное строение, что дейст вительно характерно для крупных межблоковых раз ломных зон.
Последовательное формирование разноранговой блоковой делимости литосферы понижает ее проч ность [Kostyuchenko et al., 2002], существенно снижая квазивязкость. Среда из статической при деформаци онной нагрузке превращается в динамическую с ха рактерными дополнительными временными характе ристиками [Kocharyan, Spivak, 2003]. Именно измене ние свойств среды, связанных с ее эволюцией во вре мени и при вариациях нагрузки, определяет ее струк турные перестройки. Сформировавшаяся современная делимость геологической среды является следствием изначальной пространственной неоднородности гео динамических процессов. Как отделить дискретность и подобие разрушения в большом объеме выборок и размеров от разного первоначального условия форми рования крупных древних разломов и молодых, уча ствующих в деструкции? Некогда первично заложен ные и картируемые сегодня крупные неоднократно активизированные разломы Земли образуют очень крупные по размерам блоки, но их происхождение связано с особым этапом развития литосферы, когда ее реологические свойства изза повышенных температур и более высокой степени однородности среды опреде ляли иные причины заложения блоковых структур. Известные геологоструктурные параметры разломно блоковой среды литосферы, последовательности обра зования разноранговых структур, выявляемые при кар тировании и при экспериментальных лабораторных опытах, дают основание рассматривать деструкцию литосферы как двухуровневый по масштабам и време ни развития процесс.
3. ДВУХУРОВНЕВАЯ МАСШТАБНОВРЕМЕННАЯ БЛОКОВАЯ ДЕЛИМОСТЬ ЛИТОСФЕРЫ
Крупные блоки, средние поперечные размеры кото рых превышают десятки километров и соизмеримы с толщиной литосферы, следует считать первичными, определяющими ее разломноблоковую структуру или, как минимум, ее верхнюю хрупкую часть. Об этом свидетельствуют исследования нижних границ разло мов, ограничивающих блоки, и глубин их проникнове ния до горизонтальных структурных уровней в ли тосфере [Vashchilov, 1984]. В более детальном мас штабе связь между толщинами осадочных слоев в зем ной коре и расстоянием между трещинами показали М.В. Рац [Rats, 1962], М.В. Рац и С.Н. Чернышов [Rats, Chernyshov, 1970]. Аналогичная зависимость под тверждается серией физических экспериментов с со блюдением условий подобия, проведенных с различ ными целями изучения разломообразования в лито сфере С.А. Борняковым, К.Ж. Семинским, В.Ю. Буддо с коллегами и детально описанных в монографиях [Seminsky, 2003? Sherman et al., 1983, 1991, 1992, 1994].
Первичные системы разломов, впоследствии обра зующие блоки, закладываются последовательно одна вслед за другой, что подтверждают эксперименталь ные данные. При этом любое из избранных направле ний формирующегося будущего крупного раздела ме жду блоками закладывается одновременно в несколь ких центрах концентрации напряжений, располагаю щихся по направлению, соответствующему линейной концентрации повышенного напряженного состояния большого массива слоистой среды в целом. Крупный разлом формируется из сочетания, соединения сосед ствующих сегментов будущего разрыва, практически синхронно развивающихся вдоль одной линии. Сохра няется известное общее представление о физике заро ждения единичной дислокации в деформируемой сре де на микроуровне, и в то же время мы выходим на мегауровень, сохраняя устоявшиеся геологические представления о формировании крупных разломов ли тосферы и ее разломноблоковой структуры. Первич ное напряженное состояние литосферы, ее горизон тальная расслоенность с различными физическими свойствами границ разделов и толщин разграничиваемых слоев приводят к ранговой разломноблоковой делимости хрупкой части литосферы от крупных бло ков к мелким (рис. 1).
В экспериментальных работах при нагружении модели всегда отчетливо фиксируется первичное заложение будущей главной разрывной структуры, в последующем при продолжении нагруже ния и деформирования подвергающейся все большей и большей степени дробления. При этом никак не ис
ключается момент зарождения разрыва из первичных микроскопических сколов (рис. 2а, рис. 2б). Таким об разом, заложение систем крупных разломов в значи тельном по объему природном объекте (литосфере) и начало формирования каждого из конкретных круп ных разрывов (инициирование собственно начала раз рушения) определяются различными причинами. Воз никающие в среде при нагружении или остывании или по другим причинам, например вибрации, напряжения определяют исходный структурный рисунок (форму) и направленность заложения и в последующем развития основных разрывов, ограничивающих в конечном ито ге форму «обломков» как результат деформационного процесса (рис. 3). Эта хорошо известная последовательность в стадиях разрушения твердых тел, физико математическое обоснование которой дано ниже, при менима и для понимания процессов в масштабах пер вичной мегатрещиноватости литосферы Земли.
Сегодня для объяснения первичного формирования крупных разломов Земли и заложения первичной бло ковой структуры литосферы можно оттолкнуться от представлений о роли ячей Бенара при формировании диссипативных структур во время кристаллизации вяз ких сред или изза воздействия волновых процессов. П.В. Макаров и коллеги о формировании первичных блоков в процессе деформации кристаллической среды пишут: «Фактически блоки - это «замороженные» в кристаллической среде диссипативные структуры, сформировавшиеся в процессе деформации нагружае мой среды» [Makarov et al., 2007, р. 45]. Генетически блоки предложено рассматривать как ячеи Бенара, но не исчезнувшие после снятия нагрузки, а оказавшиеся замороженными в кристаллической среде изза колос сальной вязкости упругопластичных сред и весьма продолжительного времени распада. Блочное строение деформируемых твердых тел, по мнению цитируемых авторов, является свидетельством отсутствия принци пиальной разницы между хрупкими и пластичными материалами и средами. Из термодинамики известно, что нелинейная нагружаемая среда «ищет» наиболее эффективные механизмы диссипации подводимой к ней энергии. Когда все адаптационные механизмы ис черпаны, среда как целостная структура разрушается. Консолидированные блоки становятся неконсолиди рованными. Их дальнейшая эволюция, если не обра щаться к известным геологоструктурным неоднородностям, рассматривается П.В. Макаровым как законо мерный физический механизм нарастания масштабов деструкции под углом зрения резонансов в гамильто новых системах [Makarov, 2007, 2011].
Процессы, происходившие при становлении внеш ней оболочки Земли и происходящие в ее верхней час ти, в настоящее время можно отнести к классу откры тых неравновесных систем, которые в различных фор мах взаимодействуют с окружающей средой, в том числе и на уровне энергетических взаимосвязей. При развитии открытых неравновесных систем возникает особого рода структурная упорядоченность. Эти структуры, генерируемые процессами тепломассопе реноса во всех сферах, находят особое структурное отражение в верхней оболочке Земли. Их образование связано с диссипативными процессами, развитию ко торых они способствуют, за что и названы диссипа тивными [Nicolis, Prigozhin, 1979]. Они же выделены в ряде экспериментальных работ по формированию разломов [Bornyakov, Sherman, 2006? Sherman et al., 2005a, 2005b]. Многочисленные примеры диссипатив ных структур приводятся в монографии О.В. Петрова [Petrov, 2007]. Более того, автор монографии считает, что «огромная эмпирическая база, характеризующая общность процессов развития разнородных диссипа тивных структур от атома и галактики до объектов живой природы, дает нам основание предположить фундаментальную роль волновых свойств материи, оп ределяющих ее самоорганизацию» [Petrov, 2007, р. 7]. По автору монографии, наглядным праобразом дисси пативных структур являются уже упомянутые ячеи Бе нара, которые дают основание рассматривать форми рующиеся пространственнопериодические структуры в литосфере как результат изменения ее теплового со стояния и роста энтропии. Примерами волновых свойств материи являются ячеистые стоячие внутрен ние гравитационные волны. Они находят отражение в разноранговых тектонических структурах на земной поверхности. Два из серии примеров, аргументирую щих исследования О.В. Петрова [Petrov, 2007], приве дены на рис. 4а, 4б. На рис. 4а, 4б показаны новейшие надрегиональные геоблоковые структуры северной по лярной области Земли (Сибирская, ВосточноЕвропей ская и Гренландская), которые в тектоническом плане совпадают с одноименными древнейшими платформа ми. Арктическая платформа представляет собой мета платформенное образование, включающее в себя остов из отдельных устойчивых древних глыб. Границы структур определяются системой внутриконтиненталь ных и океанических рифтов, в пределах которых, по данным глубинного сейсмического зондирования, ус тановлено воздымание нижележащих горизонтов ман тии, а материковая кора здесь сильно утонена или во все отсутствует. В центральных частях этих геоблоков отмечается погружение подошвы земной коры и уве личение ее мощности. На рис. 4б показаны первона чально заложенные структуры Африканского конти
нента [Petrov, 2007]. В цитируемой работе формиру ющимся на ранней стадии развития региональным структурам, в последующем отражающимся в новей ших надрегиональных структурах, придается большое организующее начало.
Ячеи Бенара не впервые используются в геологии. Первоначально на них ссылались для объяснения фор мирования первичных континентальных ядер. Обра щение П.В. Макарова и коллег к ячеям Бенара для за ложения первичной наиболее редкой системы разло мов и крупных блоков способствует пониманию про исхождения самых крупных блоков литосферы. Имен но консервирующиеся в литосфере ячеи Бенара, ниж няя граница которых корреспондировала с одной из главных границ ее горизонтальной расслоенности, предопределила первоначальную масштабновре менную разломноблоковую структуру литосферы (рис. 5). Ее дальнейшая эволюция представляется нам в свете уже известных закономерностей дробления твердых тел.
Сформировавшаяся к концу протерозоя разломно блоковая структура литосферы благоприятствовала, с одной стороны, дальнейшему раздвижению блоков, «расплыванию» в соответствии с мантийными конвек ционными потоками, а с другой - их скучиванию, сдавливанию и сдвиганию. При таких изменениях в напряженном состоянии блоки приобретали различ ную степень векторной подвижности - от дополни тельного раздвижения и относительно стесненного сдвигания до надвигания и полной неподвижности, «запирания». В зависимости от формы блоков и их относительной подвижности при вариациях постоянно возобновляемых региональных напряжений изменя ются способы их разрядки. Подвижные межблоковые контакты способствуют непосредственной реализации напряжений. При очень жестких межблоковых «кон тактах» разрядка напряжений происходит внутри бло ка, формируя разломноблоковую структуру очередно го масштабного и временного уровня (рис. 6). Анало гичные ситуации могут возникать и при втором, и при последующих масштабновременных уровнях делимо сти литосферных блоков. В итоге в литосфере не толь ко формируется разноранговая разломноблоковая де лимость, но и ее разная интенсивность и «кускова тость» в зависимости от количества вариаций напря жений и ситуаций ограниченности, вплоть до «запер тости», «блокированности» конкретных блоков при очередных тектонических активизациях. Наиболее на глядными примерами могут явиться карты разломно блоковых структур платформенных и горноскладча тых, активных, рифтовых или коллизионных систем Земли. Несколько из перечисленных на разных мас штабных уровнях приводятся на рис. 7, 8, 9. В приве денных примерах - почти полное сочетание блоков различных рангов. Отсутствуют мелкие блоки в зонах деструкции и наблюдаемая в обнажениях раздроблен ность. Сложность заключается в заложении первичных блоковых структур литосферы.
Существующими методами исследований устано вить возраст заложения первичных разломов Земли практически невозможно. Имеется в виду разграниче ние между архейским и протерозойским периодами формирования литосферы. Опираясь на установлен ные закономерности ранних этапов развития Земли и становления ее верхней оболочки - литосферы, можно утверждать, что при ее остывании в вязкой среде фор мировались конвекционные ячеи, наиболее «холод ные» границы между которыми явились концентрато рами напряжений, способствующих заложению дислокаций. Об этом уже упоминалось выше. Разрывы тако го типа первичного заложения весьма трудно диагно стировать среди других крупных разломов литосферы. Косвенное доказательство наличия в ансамбле круп ных межблоковых разрывов различных по своей гео логической значимости разновидностей можно найти в работах известного специалиста по блоковой тектони ке литосферы Ю.Г. Гатинского и коллег [Gatinsky et al., 2008, 2011а, 2011b? Gatinsky, Rundquist, 2009]. В частности, в коллективной статье Ю.Г. Гатинского и др. [Gatinsky et al., 2011b] приведена карта межблоко
вых зон (которыми являются крупные разломы лито сферы) и локализации катастрофических землетрясе ний Центральной Азии. Отчетливо видно, что эпицен тры катастрофических землетрясений приурочены к «избранным» межблоковым разломам. И только в пре делах некоторых из этих зон высвобождается значи тельное количество сейсмической энергии. Проведен ные авторами подсчеты сейсмической энергии показа ли, что на рассматриваемой ими значительной терри тории Азии наиболее активными и, соответственно, наиболее сейсмоопасными являются межблоковые зо ны, ограничивающие блоки Памир, ТяньШань, Гима лаи и БаянХар, и некоторые другие, ограничивающие ЦентральноАзиатскую и ВосточноАзиатскую тран зитные зоны (рис. 9). Эти блоки обладают мощными литосферными корнями до глубин, превышающих 200 км, характеризуются повышенной жесткостью и наиболее слабой деформированностью во внутренних частях. Вместе с тем можно думать, что вещество литосферы под рядом блоков находится на разных глуби нах в квазипластичном состоянии [Gatinsky et al., 2011b]. Изложенные факты позволяют говорить о том, что характеризуемые межблоковые крупные разломы территории Азии могут отличаться друг от друга и глубинностью, и интенсивностью современной акти визации, и другими признаками, достаточно подробно описанными в цитируемой статье. Для обсуждаемого нами вопроса важен факт установления различных ха рактеристик для широкого класса крупных сейсмоак тивных разломов Азии, фиксируемый одним из авто ритетных исследователей блоковых структур ее лито сферы. Более того, в ранней публикации [Gatinsky et al., 2008, р. 40] отмечено, что в Центральной Азии наиболее активными наряду с границами плит явля ются межблоковые зоны, ограничивающие Памир, ТяньШань и другие горные системы. По энергетиче скому потенциалу эти зоны характеризуются макси мальным выделением сейсмической энергии, которое
сопоставимо с сейсмической энергией, выделяемой в зонах субдукции, но внутриконтинентальные зоны ус тупают субдукционным по глубине своего проникно вения в литосферу. Основные выводы по интересую щему нас вопросу о межблоковых границах с разными характеристиками (с разной природой происхождения по С.И. Шерману в настоящей статье) с годами у Ю.Г. Гатинского и коллег не изменились, что закреп ляет наши представления о разной природе зарожде ния межблоковых разломов в континентальной лито сфере. Можно заключить, что блоковая делимость ли тосферы происходит на двух масштабновременных уровнях. Первоначально в литосфере формируются крупные блоки первого и, возможно, второго рангов, определяющие первый масштабновременной уровень крупных блоковых структур литосферы (см. рис. 6 ). В границах блоков первого масштабновременного уровня в процессе геодинамического развития и реализации тектонических напряжений селективно образуют ся более мелкие блоки других рангов, формирующие второй масштабновременной уровень деструкции ли тосферы. Интенсивность развития блоков на втором уровне зависит от локальной ориентации их ограниче ний по отношению к ориентировке напряжений и формам их реализаций. Общее количество рангов бло ковых структур определяется типом геодинамических режимов континентальных территорий и вызванных ими активизаций.
Таким образом, литосфера, как структура мегамас штабная, не может сводиться к свойствам геоматериа ла аналогичной структуры в более крупных масшта бах, т.е. в масштабах, в которых проявляются свойства локальных структур. Разломноблоковая структура ли тосферы представляет собой мультисложную во вре мени и пространстве двухуровневую масштабновре менную дискретную структуру, эволюционная деструкция которой на современном этапе развития ох ватывает преимущественно второй уровень - разломы и блоки трансрегионального, регионального и более детальных масштабов. Именно для них характерна за кономерная деструкция, описываемая аналитическими уравнениями.
4. МЕЖБЛОКОВЫЕ ГРАНИЦЫ И ЛОКАЛЬНЫЕ РАЗЛОМЫ КАК ГЛАВНЫЕ КОМПОНЕНТЫ ДЕСТРУКЦИИ И САМОСТОЯТЕЛЬНЫЕ ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ТЕЛА
В зависимости от постановки задачи структура ли тосферы принимается как континуумная или дискрет ная. В дальнейшем изложении в допустимых пределах будем рассматривать литосферу как твердое тело, а разрывы - как результат нагружения и первоначальной концентрации напряжений на локальных местах, где на микроскопических уровнях зарождаются наруше ния, дальнейшая эволюция которых приводит к фор мированию трещин, разломов различных рангов и их систем.
К настоящему времени накоплен значительный объем экспериментальных данных и наблюдений на геологических объектах, позволяющих сделать заклю чение о том, что процесс разрушения хрупких тел об ладает свойствами иерархического самоподобия - мультискейлинга, причем принцип универсальной делимости может быть распространен на микро и мезо уровни [Kocharyan, Spivak, 2003? Makarov, 2004? Ma karov et al., 2007? Sherman et al., 1999? Sherman, Glad kov, 1999]. Это главнейшее общее свойство деструк ции литосферы. Естественно, оно корреспондирует с тем же свойством ранговой разломноблоковой делимости литосферы начиная с ее второго или третьего масштабновременного уровня.
Одновременно межблоковые границы (зоны разло мов) и отдельные разломы внутри блоков представля ют собой большую самостоятельную область исследо ваний. К настоящему времени четко сформировалось представление о разломах как объемных телах, харак теризующихся определенной внутренней структурой, параметрами и кинематикой движений крыльев. По следнее свойство - нестабильность граничных сочле нений, вариации геофизических полей и постоянное эволюционное развитие (даже при сохранении неиз менными внешних региональных напряжений) - наи более ярко отличает разломы от других геологических тел. Остановимся на существенно важных индивиду альных свойствах разломов, определяющих их и как составной компонент деструкции, и в то же время как самостоятельные геологические тела.
5. ОБЛАСТИ ДИНАМИЧЕСКОГО ВЛИЯНИЯ РАЗЛОМОВ И ИХ МОДЕЛИ
В зависимости от целей и детализации исследова ний разломы можно последовательно представлять как двух и трехмерные тела в пространстве, которые, в свою очередь, изза нестабильности развития и боль шинства случаев неоднократных активизаций необхо димо рассматривать в координатах времени. Было вве дено понятие «область динамического влияния разло мов», которое обозначает часть окружающего разлом во всех трех измерениях пространства, на котором проявляются остаточные, необратимые (пластические или разрывные) и обратимые во времени (упругие, а также геофизические поля и др.) следы деформаций и возмущений, вызванные формированием разлома и подвижками по нему [Sherman et al., 1983]. Понятие «область динамического влияния» к настоящему вре мени широко используется в публикациях при анализе разломов как структур, контролирующих локализацию кратко и долговременных геологических явлений. Ширина области динамического влияния разломов оп ределяется рядом параметров, но главным образом толщиной слоя, вовлеченного в деформирование, и длиной разрывов. При детальном картировании по ла терали область динамического влияния подразделяется на зоны. От центральной осевой линии разлома, как правило, симметрично по обе ее стороны последо вательно выделяются зоны: 1 - интенсивного дефор мирования и дробления пород, 2 - повышенной тре щиноватости, вызванной движениями по сместителю, и 3 - незначительных вариаций напряженного состоя ния, величины модификации которого не находят от ражения в вещественном и структурном преобразова нии вещества в околоразломном пространстве [Sher man, 2004]. По вертикали - третье измерение разлома тела - отражается изменение реологических свойств среды, что позволяет выделить пять зон: 1 и 2 - хруп кого и квазихрупкого разрушения, 3, 4 и 5 - квазипла стического, пластического и вязкого течения, что со ответствует принципиальной схеме распределения на пряжений по С.И. Шерману [Sherman, 1997, 2004] (рис. 10, а, б, 11). Границы между зонами неотчетли вые с постепенными переходами от одной к другой. Глубины границ зависят от геодинамических режимов, типов напряженного состояния литосферы и генетиче ски связанных с ними морфологогенетических разно видностей разломов. Латеральная зональность строе ния разломов с вариациями интенсивности зон дроб ления по комплексу экспериментальных и геологиче ских данных изучена С. Шольцем (рис. 10, б) [Scholz, 2002]. Такое зональное строение крупных разломов литосферы приемлемо объясняет проявление в грани цах областей их динамического влияния ряда геолого геофизических процессов и структур. Они формиру ются при развитии разлома, консервативны в прост ранстве и времени и в совокупности могут рассматри ваться как стационарная модель разлома (рис. 11, а).
Новая модель зональной структуры разломов не давно предложена А.А. Спиваком и В.М. Цветковым [Spivak, Tsvetkov, 2009? Spivak, 2011]. Разлом рассмат ривается как геологическое тело, представленное гор ной породой с разной степенью дробления в зависимо сти от расстояния до его середины. Модель описывает зависимость ширины зоны разлома от величины диф ференциальной подвижки берегов в результате сдвига. Основным механизмом увеличения ширины зоны раз лома является дальнейшее дробление пород, запол няющих зону. Зональную структуру разлома образуют три зоны: срединная А, в которой фиксируется пре дельная степень дробления? примыкающая к ней с двух сторон зона В, представленная горными порода ми со средним размером отдельностей? и внешняя пе риферийная зона С, расположенная на контакте с от носительно не нарушенными горными породами. По ложение внешних границ зоны С определяет общую ширину зоны разлома. Предложено уравнение, нели нейно связывающее ширину разлома с амплитудой сдвига его берегов. Как видим, модель несколько упрощает представления С. Шольца [Scholz, 2002] и С.И. Шермана [Sherman, 2004].
Дальнейшие разработки и уточнения понятия «об ласть динамического влияния разломов» привели к введению понятия «сейсмогенная ширина разломной зоны» [Kocharyan et al., 2010, 2011] - области, в кото рой сосредоточена основная часть землетрясений, приуроченных к рассматриваемой структурной едини це. Явно выделяющаяся линейная область наибольшей концентрации очагов событий совпадает с местополо жением магистральной линии разлома - его оси. При нимая за сейсмогенную ширину разломной зоны сред ний размер области, в которой расположены гипоцен тры 75 % событий, и обобщая эти данные, авторы предложили соотношение, связывающее сейсмогенную ширину разломной зоны с ее длиной.
Детальные исследования межблоковых зон [Kocha ryan, Spivak, 2003] позволили определить вариации их деформационных характеристик в широком диапазоне размеров. Установлено, что величина нормальной жесткости межблоковой границы нелинейно снижает ся по мере увеличения ее длины. Это означает, что протяженные разломы оказываются относительно бо лее чувствительными к вариациям напряженного сос тояния по сравнению с рядом расположенными более короткими разрывами. Ослабление «чувствительно сти» может относиться и к протяженным разрывам, с эшелонированной, сегментированной внутренней структурой [Kocharyan et al., 2010]. Предложено уравнение, связывающее жесткость межблоковой разлом ной зоны с ее длиной (рис. 12):
k=837L-0.41, (3)
где k - жесткость, МПа/м, L - длина разлома, км, что неплохо совпадает со связью ширины разломной зоны с длиной разлома по данным этих же авторов:
w=0.85L0.42, (4)
где w - ширина разломной зоны, км.
Последнее уравнение несколько уточняет общие данные о ширине разломных зон, приведенные в работе [Sherman et al., 1991], и справедливо относит их только к сейсмогенной ширине разломных зон [Ko charyan et al., 2010]. Заметим, что в преобладающем большинстве случаев плотность очагов в сейсмиче ской зоне в целом неравномерная, со временем накап ливаются данные и, возможно, становится более рав номерной плотность очагов.
Снижение прочностных свойств среды при посто янном региональном напряжении приводит к увеличе нию скорости деформации. В сейсмически активных регионах отмеченный в работах Г.Г. Кочаряна и кол лег эффект снижения прочности разломных зон в за висимости от их длины может пояснить и относитель но более высокую интенсивность сейсмических собы тий в областях динамического влияния наиболее про тяженных разломов, в том числе в связи с их повы шенной «чувствительностью» к короткопериодной ак тивизации, генерируемой деформационными волнами [Sherman, 2009a].
Понижение прочностных свойств внутриразломной среды отражается на рекуррентном времени последовательностей повторных землетрясений в зависимости от сейсмического момента. Используя опубликован ные материалы по повторным землетрясениям Ка лифорнии, Японии, Тайваня, а также Прибайкалья, Г.Г. Кочарян [Kocharyan, 2010] показал зависимость рекурентного времени ф (годы) от сейсмического мо мента М0:
ф ~ М00.17, (5)
где М0=S•?L, при S - площадь разрыва, ?L - амплитуда смещения.
Приведенные новые, а также другие известные фак ты показывают, что стационарная модель разломов не объясняет дискретности вариаций геологических фор мирований (для «геологического» масштаба времени), сейсмических и других современных событий (для реального времени) в локальных местах большого объе ма области динамического влияния разломов. Детали зация стационарной модели достигается путем ее «со вмещения» с нестационарной, в базу которой положен
фактор времени. Именно это обстоятельство еще раз подтверждает необходимость введения понятия «не стационарная модель разломов», вариации различных свойств разломов в областях их динамического влия ния и времени [Sherman, 2004]. Временная, нестацио нарная, модель разломов (см. рис. 11, б) призвана обосновать критерии, определяющие их вариации во времени и пространстве, в том числе контролирующие функции. Временные изменения проницаемости (маг матизма, флюидопроницаемости и т.п.), сейсмичности или, другими словами, нарушения стабильности в об ластях динамического влияния разломов особенно важны в границах реального для социума времени - текущего столетнего периода и его последних десяти летий. Нарушения стабильности, постоянства в свой ствах и кинематике разломов, в какой бы форме они ни проявлялись, отражают их активизацию. Анализ периодичности активизаций разломов в короткие вре менные интервалы дает возможность прогнозировать
«приразломные» события, особенно сейсмичность [Sherman, 2009a]. Введение понятия «нестационарная модель разломов», отражающего вариации их геофизи ческих, в том числе волновых, полей и кинематиче ских характеристик в короткопериодные интервалы времени, дает основания рассматривать разломы как сложные геологические тела в пространственновре менном измерении [Sherman, 2004, 2005? Sherman, Savitsky, 2006? Sherman, Gorbunova, 2008? Sherman et al., 2012].
Таким образом, комплексная тектонофизическая модель крупного разлома литосферы, как четырехмер ного геологического тела в пространстве и времени, объединяющая стационарную и нестационарную со ставляющие, открывает новые возможности для рас смотрения параметров разломов в широком диапазоне их количественных внутренних взаимосвязей, а также во взаимоотношениях с синхронно протекающими процессами. Показательным примером являются раз работки Г.Г. Кочаряна [Kocharyan, 2010], рассматри вающего разломную зону как нелинейную механиче скую систему. Отсюда следует, что отклик разломной зоны на некоторые внешние воздействия может быть не пропорционален энергии источника воздействия. Это обстоятельство позволяет подвергнуть анализу по стоянно возникающие в литосфере Земли волновые процессы с невысоким энергетическим потенциалом в качестве вероятного триггерного механизма коротко периодной активизации разломов.
6. КОРОТКОПЕРИОДНАЯ АКТИВИЗАЦИЯ РАЗЛОМОВ И РАЗЛОМНОБЛОКОВЫХ СТРУКТУР В РЕАЛЬНОМ ВРЕМЕНИ
Активизация разломов и разломноблоковых струк тур литосферы - серьезный и важный тектонический процесс. С ним в геотектонике связываются многие практически значимые явления - от формирования принципиально новых структур до проявления новых процессов и концентрации полезных минеральных ас социаций. Понятие «активизация» широко и неодно значно используется в разломной тектонике. Некото рые разночтения в применении этого термина у разных авторов определяются теми признаками активных раз ломов, которые берутся за основу понятия. Возникает вопрос возраста и активизации глубинных разломов, что, как писал А.В. Пейве [Peive, 1990], - не простая проблема. Несмотря на отдельные разногласия, многие исследователи вкладывают в понятие активизации раз ломов представление об изменении режима их разви тия. Оно ведет к эволюционному формированию кон кретных разрывных структур, часть из которых унас ледует только пространственное положение, другая приобретает новые векторы смещений и генетическое содержание. Тектоническая активизация как процесс существенно влияет на густоту сетки разломов, сти мулируя избирательное разрастание разрывов в длину и слияние коллинеарно расположенных мелких тре щин и коротких разрывов в единый магистральный разрыв.
Подобные документы
Формирование геоэкологической науки, ее структура и взаимосвязь с естественными науками. Понятие и классификация экологических функций литосферы, особенности ее ресурсной и геодинамической функций. Анализ проявления геодинамической функции литосферы.
курсовая работа [1,3 M], добавлен 23.04.2012Происхождение и развитие микроконтинентов, поднятий земной коры особого типа. Отличие коры океанов от коры материков. Раздвиговая теория образования океанов. Позднесинклинальная стадия развития. Типы разломов земной коры, классификация глубинных разломов.
контрольная работа [26,1 K], добавлен 15.12.2009Характеристика оболочек Земли. Тектоника литосферных плит и формирование крупных форм рельефа. Горизонтальное строение литосферы. Типы земной коры. Движение вещества мантии по мантийным каналам в недрах Земли. Направление и перемещение литосферных плит.
презентация [1,7 M], добавлен 12.01.2011Сферическое строение планеты по Э. Вихерту и Э. Зюссу. Современные программы изучения недр с помощью бурения сверхглубоких скважин и сейсмических волн. Особенности земной коры, литосферы, астеносферы, мантии и земного ядра, гравитационная дифференциация.
реферат [25,0 K], добавлен 20.05.2010Дробление горных пород и материалов в результате постепенного и постоянного разрушения верхних слоев литосферы. Проведение исследования образования физического, химического и биологического выветривания. Характерные особенности элювиальных глин.
презентация [3,5 M], добавлен 10.12.2017Распределение активных вулканов, геотермальных систем, районов землетрясений и известных векторов миграции плит. Вулканические породы и малоглубинные интрузии. Донные магнитные реверсные структуры. Химия первичных пород, диагностика главных разломов.
реферат [2,7 M], добавлен 06.08.2009Понятие литосферы, ее сущность и особенности, структура и основные элементы, порядок их взаимодействия. Характеристика и отличительные черты океанической коры, история ее исследований и современные знания. Сущность и значение теории спрединга Гесса.
реферат [15,7 K], добавлен 07.05.2009Подробная характеристика кварца как минерального вида, изучение отличительных свойства кварца и халцедона. Описание образца, представляющего собой частично сколотый агатовый сферолит, рассмотрение его происхождение, этапов и условий кристаллизации.
курсовая работа [27,0 K], добавлен 20.06.2011Поверхностные, глубинные и сверхглубинные тектонические движения в осадочном слое литосферы, в астеносфере, в низах мантии; их соподчиненность, периодичность; тектогенез. Классификация, свойства, методы изучения вертикальных и горизонтальных движений.
реферат [32,1 K], добавлен 12.05.2011Группы горных пород литосферы по структуре слагающего вещества. Алгоритмы второго порядка определения для обломочных, глинистых, кристаллических и аморфных пород. История разработки классификаций горных пород. Пример общей генетической классификации.
монография [315,4 K], добавлен 14.04.2010