Землетрясения в Турции, к сожалению, не редкость. Мы часто слышим, что это происходит потому, что страна расположена на месте геологических разломов. BBC объясняет, что такое разломы и как они связаны с землетрясениями.
«Тектонические плиты движутся примерно с той же скоростью, с которой растут ваши ногти», – объясняет доктор Джессика Хоторн, доцент Оксфордского университета. Она изучает механику землетрясений.
«Разлом – это место, где две плиты движутся относительно друг друга», – объясняет сейсмолог.
Хотя движение это едва заметно – как правило, всего несколько сантиметров в год, – внезапный сдвиг или скольжение плит может высвободить огромное количество энергии, расколоть породу и вызвать землетрясение.
Это происходит относительно близко к поверхности, потому что более горячие породы, расположенные ближе к земному ядру, находятся в расплавленном состоянии, объясняет доктор Хоторн.
Землетрясения в основном происходят на границах тектонических плит (хотя бывают и исключения). Более 80% крупных землетрясений происходят по краям Тихого океана, в зоне, называемой Тихоокеанским вулканическим огненным кольцом, где Тихоокеанская плита подминает под себя окружающие плиты.
Изучите пласт Земли: особенности земной коры, океаническая и континентальная кора, континенты и платформа планеты. История строения Земли и возраст пластов.
Кора выступает верхним слоем в строении Земли. Но знали ли вы, что существует два типа? Одну называют океанической, а вторую континентальной. Первая отображает океанское дно, а вторую мы рассмотрим более детально.
Континентальный слой Земли представлен различными породами. Вы можете гулять по пустыне с песочком и нестабильной поверхностью, а можете найти более твердые места, вроде гор. Континенты создавались из магматических и метаморфических пород. Этот щитовой пласт выступает самым древним. Его возраст – 3 960 000 000 лет!
Геологи полагают, что пласт сформировался в момент охлаждения магмы. Если вычисления верны, то это случилось 4 миллиарда лет назад. Некоторые из скал были настолько огромными, что им понадобилось много времени для сбрасывания температуры. Многие полагают, что континентальная кора была единым целым 60-160 миллионов лет.
Верхнюю часть пласта называют платформой. Наиболее старым породам уже стукнуло 600 миллионов лет и их можно отыскать в центральной части Америки. Осадочная порода охватывает 1000-2000 метров. Если объединить верхнюю и нижнюю части континентальной коры, то получим кратон. Большая их часть стабильна и не подвергается сдвигам сотни миллионов лет.
На краях заметны континентальные поля, созданные океаническими материалами. Как? Здесь просматривается связь с землетрясениями и вулканической активностью. Но большая часть вины лежит на субдукции.
Наша планета Земля – настоящая головоломка, которую приходится собирать по фрагментам. Иногда в океанической коре находят континентальную окраину (океанический слой заканчивается поверх нее). Это и именуют субдукцией. Наиболее примечательное место – край вдоль Тихого океана. Именно поэтому здесь также много извержений, цунами и землетрясений.
Основные понятия разломной тектоники
Тектонические
движения массивов горных пород приводят
к их разрывным нарушениям, т.е. смещениям
одной части целого массива относительно
другой. В геологической литературе
разрывные нарушения обычно обозначают
термином дизъюнктивные образования
(илиструктуры). Крупные разрывные
нарушения называют разломами. Разломы
бывают глубинные, региональные и
локальные. Глубинные разломы разделяют
литосферные плиты. Движение по этим
разломам связано с глобальными
геодинамическими процессами и
возникновением крупных землетрясений.
Региональные и локальные разломы
находятся в пределах земной коры и
представляют существенный интерес с
точки зрения проблем геопользования,
в частности, добычи полезных ископаемых.
За
время существования континентов
структурный план разломной тектоники
неоднократно менялся. Для определения
характера движения по разломам и
реконструкции их движения необходимо
отследить этапы их развития и выделить
тот период их развития, который оставил
наиболее четкие следы. С начала
палеозойского времени по плейстоцен
прошло три цикла тектонической
деятельности, которые сопровождались
образованием и эволюцией разломов:
каледонский, герцинский и альпийский
циклы. Для целей реконструкции особенно
важен последний, альпийский цикл. Именно
движения в конце альпийского цикла (в
неоген-четвертичном периоде) наилучшим
образом восстанавливаются современными
геологическими, геохимическими и
геофизическими методами. К последним
относятся сейсморазведка, гравиразведка,
магнитометрия, а также теоретические
(геомеханические) методы реконструкции
трещиноватости и напряженного состояния.
Дизъюнктивные
структуры представляют собой относительные
смещения стратиграфических маркирующих
уровней, хорошо заметные на обнажениях
коренных пород. В тех случаях, когда
породы выходят на земную поверхность,
они изучаются геоморфологическими
методами (к которым относятся
неотектонические и сейсмотектонические
исследования). Задачей этих методов
является выделение разрывных нарушений,
активных на плейстоценовых и голоценовых
этапах неотектонического времени. Если
разрывы не очень хорошо видны в современном
рельефе, то дополнительно производится
изучение:
– геологического
строения территории;
– морфометрии,
морфологии, генезиса и возраста
современного рельефа;
– закономерности
развития аккумуляционных и денудационных
процессов;
– закономерностей
фаций и мощностей четвертичных отложений.
Если речные
долины пересекают разломы, то есть
возможность восстановить их морфоструктурный
план. Обычно обращается внимание на
следующие элементы структуры:
–
спрямляемость речных долин;
–
линейная вытянутость в современном
рельефе систем уступов, а также деформаций
поверхностей выравнивания, террасовых
уровней, неоген-четвертичных отложений
и т.п.;
–
приуроченность к линейно ориентированным
зонам родников, минеральных источников,
необычной или обильной растительности
и другим гидрогеологическим и ботаническим
аномалиям;
–
вытянутость в линейные зоны гравитационных
аномалий и палеодислокаций различного
генезиса.
Среди глубинных
континентальных разломов выделяется
группа разломов, которая по многим
признакам напоминает трансформные
разломы в океанической литосфере. Вполне
возможно, что и те, и другие имеют общий
механизм происхождения, связанный с
глобальными геодинамическими процессами
в зонах спрединга. Раздвижение крупных
литосферных плит в этих зонах связано
с конвективными процессами в мантии.
Кинематика конвективных ячеек не может
быть полностью согласована с кинематикой
жестких литосферных плит в силу различий
в реологии, форме и режиме движения. В
результате этого несогласия и возникают
трансформные разломы. Связь с глобальными
конвективными движениями в мантии
устанавливается по согласованности
движений трансформных разломов,
расположенных симметрично относительно
срединно-океанического хребта. Будем
называть такие разломы сопряженными.
Изменение направления, характера и
скорости движения в сопряженных разломах
происходит одновременно по обе стороны
от хребта, что возможно лишь в случае
перестройки глобальной структуры
конвективных движений в мантии. Только
так можно объяснить синхронность
изменений в сопряженных разломах,
которые отстоят друг от друга на многие
тысячи километров.
Континентальные
аналоги трансформных разломов являются,
строго говоря, уже не разломами. Они
скорее представляют собой подвижно-складчатые
пояса, имеющие достаточно большие
поперечные размеры в первые сотни
километров и сложную тектоническую
структуру. В этих поясах сильно развиты
флексурные деформации, а также
многочисленные и сложно структурированные
разрывные нарушения. Их глубокие корни
возможно уходят в мантийную часть
литосферы. Тем не менее, они имеют все
признаки разломов – линейную вытянутость,
определенный механизм движений (право-
и левосторонний сдвиги) и т.д. Причина
их довольно размытой и усложненной
внутренней структуры заключается в
том, что вещество континентальной
литосферы является более мягким,
податливым и рыхлым по сравнению с
породами океанической коры.
На рис. 63апоказаны различные элементарные
нарушения, которые возникают в режиме
нагружения сжатие-растяжение. К ним
относятся сколы, трещины отрыва, складки,
кливажы, стилолитовые швы, надвиги и
сбросы. На рис. 63бпоказана структурасдвига, который осложнен элементами
разрушения или смятия второго порядка,
отмеченными цифрами. К ним относятся:
1) синтетическиеR1и антитетическиеR2линии скольжения Риделя, 2) оси складок,
3) структуры растяжения (трещины отрыва,
грабены, впадины), 4) надвиги и покровы,
5) комбинация всех элементов
разрывно-складчатого пояса.
На рис. 63впоказана структура пальмового дерева,
возникающая при выдавливании вещества
подвижного пояса в процессе сжатия.
Если один из бортов разлома приподнимается,
то возникают асимметричные условия
сжатия (рис. 63г). При растяжении
возникают грабеноподобные структуры.
Если осевая линия основного разлома
(разрушение первого порядка) является
достаточно изогнутой, то вдоль этой
линии могут возникнуть локальные условия
поперечного сжатия и растяжения. На
рис. 63д,жпоказаны такие локальные
структурные элементы разрушения.
В подвижных
поясах «континентальных трансформных
разломов» сильно развиты магматизм,
сейсмичность и движение флюидов из недр
планеты и в первую очередь из астеносферы.
Здесь породы в большей степени обогащены
рудным материалом, и можно ожидать
больших скоплений полезных ископаемых.
а– соотношение
сопряженных систем сколов, трещин
отрыва, складок, кливажа, стилолитовых
швов, надвигов и сбросов;
б– структура
магистральной сдвиговой зоны: 1 – с
оперяющими синтетическими (R1)
и антитетическими (R2)
сколами Риделя, 2 – с осями складок, 3 –
со структурами растяжения (трещины
отрыва, грабены, впадины), 4 – с надвигами
и покровами, 5 – комбинированное сочетание
всех элементов разрывно-складчатого
парагенеза;
в– структура
«пальмового дерева» зон транспрессии;
г– асимметричное
развитие надвиговых структур в сегменте
сжатия зоны;
д– ситуация
транспрессии в зоне изгиба поверхностей
сдвигового сместителя;
е– обобщенный структурный парагенез
транспрессии: 1 – магистральный сдвиг,
2 – надвиги, 3 – оси складок, 4 – трещины
отрыва, 5 – синтетические и 6 –
антитетические сколы Риделя;
ж– структура
трансценсии в месте изгиба поверхности
сгиба;
з– структурный
парагенез трансценсии на начальной
стадии;
и– структурные
трансценсии на продвинутой стадии
развития;
к– схема
пространственного соотношения
дивергентных и конвергентных систем
разрыва в смежных структурах «пальмового
дерева» (разрез): 1 – надвиги, 2 –
области вторичного растяжения.
Соседние файлы в папке Монография
Под
глубинными разломамипредлагается
понимать зоны дробления литосферы,
проникающие в мантию, протяжённостью
на многие десятки и сотни километров
при ширине до нескольких километров,
которые располагаются между различно
развивающимися блоками литосферы,
обусловливая автономность их развития
и представляя собой зоны подвижного их
сопряжения. Иногда в качестве синонима
употребляются термины «региональный
разлом», «зона разлома». Термин «глубинный
разлом» был введён в 1945 г. А.В.Пейве.
Для
глубинных разломов характерны признаки:
значительная глубина заложения (мантия),
большая протяжённость и длительность
развития.
Как
правило, глубинные разломы затухают
в астеносфере.
Глубинные
разломы выделяются по совокупности
признаков (критериев): геофизические,
сейсмологические, геоморфологические,
структурные, седиментационные,
геохимические, магматические и
гидротермальные. Изучение разломов с
помощью этих признаков позволяет
установить разлом и охарактеризовать
его современное строение, историю
геологического развития.
Геофизические
признакиразбиваются на три группы:
магнитометрические, гравиметрические,
сейсмометрические.
Магнитометрические
критерииобусловлены: 1) ослаблением
магнитных свойств горных пород в зонах
разломов вследствие механических
напряжений; 2) заполнением систем трещин
более магнитными породами по сравнению
с вмещающей средой; 3) обратным
намагничиванием пород, «залечивших»
разлом, что возможно при определенных
температурных условиях; 4) внедрением
магмы. Они выражаются сгущением и
изгибами изолиний магнитного поля, а
также сменой простирания магнитных
аномалий.
Гравиметрические
критерииобусловлены: 1) различием
физических свойств пород в зоне разломов
и вмещающей среде (например, наличие
магматических внедрений); 2) разновысотностью
отдельных блоков литосферы, разделённых
разломом. Они выражаются нарушением
плавного хода изоаномал силы тяжести
с их сгущением в области «среза» и
линейными зонами интенсивного градиента
силы тяжести (гравитационные ступени).
Сейсмометрические
критериипозволяют выделять глубинные
разломы, определять их структурную
принадлежность, амплитуду вертикального
смещения, наклон плоскости сбрасывателя
и т.д. Они находят выражение в регистрации
дифрагированных волн; в смещении фаз
осей синфазности во времени; в резком
аномальном затухании амплитуды
преломлённых волн; в наличии сложных
интерференционных явлений.
Сейсмологические
признакиопределяются линейным
распространением очагов землетрясений,
приуроченных к подошве коры, к границам
раздела внутри коры или к подкоровой
области. В зонах разломов нередко
происходит заметное затухание энергии
землетрясений, появляются дифрагированные
волны. При соответствующей обработке
сейсмологические данные дают возможность
определить положение плоскости разрыва
и величину подвижки по разлому.
Геоморфологические
признакинаходят выражение в рельефе
местности. Позволяют выделять разломы,
которые проявлялись в неоген-четвертичное
время. Особенно чётко данные признаки
картируются при дешифрировании аэро-
и космоснимков, также используется
геологическая съёмка.
Структурные
признакипроявляются в сгущении в
зоне разлома частных разрывных нарушений,
в резком увеличении трещиноватости
пород. Если разлом проникает до земной
поверхности, то сгущение разрывов
картируется геологической съёмкой. В
случае, когда разлом не выходит на
дневную поверхность, повышенная
трещиноватость фиксируется по керну.
Седиментационные
признакиявляются важными показателями
длительности развития разлома. Они
проявляются в изменении мощности осадков
в зоне разлома и смене литолого-фациальных
комплексов.
Геохимические
признакисвязаны с явлением дегазации
мантии Земли. Газы глубинного происхождения,
прежде всего гелий, проникают через
литосферу на поверхность земли по
разломам. В связи с этим над разломами
фиксируются аномально высокие концентрации
гелия, что является указанием на
существование зоны дробления земной
коры.
Магматические
признакиуказывают на глубинность
разломов. Мелкоблоковое строение зоны
разлома влечёт за собой снижение горного
давления, что способствует фазовым
переходам вещества, как в литосфере,
так и в верхней мантии, что и определяет
тесную связь интрузий с глубинными
разломами. По этой же причине к разломам,
как к ослабленным каналам литосферы,
часто приурочиваются и вулканы.
Гидротермальные
признакивыражаются в приуроченности
термальных и минеральных источников к
зонам разломов.
Рис.
2.65 Глубинные разломы земной коры
В
зависимости от глубины проникновения
разлома в земные недра выделяют разломы
мантийные, проникающие до 400 – 700
км,литосферные, имеющие свои корни
на глубине 100 – 300 км, икоровые,
проникающие до подошвы земной коры.
По
характеру перемещения блоков земной
коры выделяют глубинные сбросы, раздвиги,
взбросы, надвиги и сдвиги.
Глубинные
сбросы возникают в условиях растяжения
земной коры. К ним относятся разломы,
ограничивающие крупные впадины,
авлакогены, тафрогены и рифты.
Узкие,
«щелевидные» рифты модно рассматривать
как глубинные раздвиги.
К
глубинным взбросам инадвигамотносят надвиги складчатых областей и
эпиплатформенных орогенов.
К
глубинным сдвигам– глубинные
разлом с явно выраженным проявлением
сдвиговых деформаций. К ним относят
трансформные разломы.
По
роли в тектоническом строении литосферы
глубинные разломы классифицируют на:
разломы
первого порядка– определяют границы
главных литосферных плит (дивергентные,
конвергентные и трансформные);
второго
порядка, разграничивают малые плиты
и микроплиты; к ним же относят разломы,
разделяющие континентальные и океанические
блоки литосферы;
сквозныепредставлены крупнейшими трансформными
разломами, пересекающими границы океан
– континент;
третьего
порядка включают в себя все остальные
разломы внутри континентов и океанов.
Приведенная
выше классификация касается лишь
линейных зон глубинных разломов, не
затрагивая кольцевые разломы, широкое
развитие которых установлено в структуре
литосферы.
Рис
2.66 Схема распространения кольцевых
структур Средней Азии
1
— выходы домезозойских образований; 2 —
площади распространения отложений
мезозоя и кайнозоя; 3 — 7 — кольцевые
структуры (направление знака указывает
понижение гипсометрического уровня):
3 — диаметром 600 ÷ 700 км; 4 — 300 ÷ 500 км; 5 — 150
÷ 170 км; 6 -70 ÷ 90 км; 7 — 40 км и меньше.
В
зависимости от происхождения кольцевые
структуры подразделяют на: астроблемы(«звездные раны») игеоблемы(«земные раны»).
Астроблемы(ударный кратер) — углубление, появившееся
на поверхности космического тела в
результате падения другого тела, меньшего
размера.
Астроблемы
бывают импактные и взрывные.
Рис.
2.67 Аризонский кратер Берринжера
В
геологическом строении литосферы
наибольшую роль играют геоблемы, так
как количество крупных метеоритных
кратеров сравнительно невелико (~ 150).
Диаметр кольцевых структур измеряется
иногда многими сотнями километров (до
1500 км). У некоторых КС обнаружено
многоярусное строение, что говорит об
этапности в их развитии.
Рис.
2.68 Кратер Маникуаган, фото с челнока
«Колумбия», 1983
Крупный
ударный кратер (более 2 км. в диаметре)
на поверхности Земли называют астроблема
(от др.-греч. αστρον — «звезда» и греч.
βλημα — «рана», то есть «звёздная рана»).
Термин «астроблема» введён в 1960 году
Робертом Дицем (англ.)
Само
событие (удар метеорита) иногда называют
и́мпактом (от англ. impact — «столкновение»)
или и́мпактным событием. На Земле
обнаружено около 150 астроблем. Диаметр
кольцевых структур измеряется иногда
многими сотнями километров (до 1500 км).
У некоторых кольцевых структур обнаружено
многоярусное строение, что говорит об
этапности в их развитии.
В
геологическом строении наибольшую роль
играют геоблемы. Геоблемы подразделяются
на: а) экзогенные, возникшие под влиянием
гравитационных (округлые провалы) или
геоморфологических факторов; б)
эндогенные, образование которых является
следствием воздействия глубинных
магмотектонических (циклолиты) или
тектонических (тектоноконцентры) усилий.
Рифты.
Понятие о рифтах (англ. — расселина,
ущелье, щель) было введено Д. Грегори
в 1884 г. для обозначения крупных провалов
между двумя порогами в рельефе.
В
современной трактовке рифт(от
англ.Rift– расселина,
ущелье) – это протяжённая (сотни, тысячи
километров) линейная зона литосферы,
грабенообразного строения, в которой
происходит горизонтальное расширение
коры с подъёмом нагретого глубинного
мантийного материала (Е.Е. Милановский).
Процесс
возникновения и развития рифтов получил
название рифтогенеза(рифтинга) и
выражается он в образовании крупных
сводовых поднятий над поднимающимися
из недр Земли массами нагретого материала,
в растяжении и в утонении литосферы и
её разрыве с заложением системы линейных
грабенообразных рифтовых структур,
ограниченных нормальными сбросами.
Для
рифтовых зонлитосферы характерно:
1) утонение земной коры до 30 ÷ 35 км; наличие
астеносферного выступа, что приводит
к существенному подъёму верхней мантии
к подошве коры; 2) действие растягивающих
горизонтальных усилий; 3) сейсмическая
активность с расположением гипоцентров
землетрясений в подошве земной коры;
4) широкое проявление базальтового и
щёлочно-базальтового вулканизма; 5)
аномально высокое значение теплового
потока.
Рифтогенез
характерен не только для новейшего
(неоген-четвертичного) этапа развития
Земли, но и для прошедших геологических
эпох, вплоть до докембрия.
В
связи с этим, рифты подразделяют: древние
рифты (авлакогены, возникшие в позднем
протерозое, часто продолжающие развиваться
и в палеозое и авлакогены древних
платформ Лавразийской группы), а такжемолодые(мезозойско-кайнозойские)рифты, которые закладываются в
позднем палеозое, чаще в мезозое или
кайнозое.
И
древние, и молодые рифты приурочены в
большинстве случаев, к ослабленным
зонам литосферы, наследуя простирание
более древних структур, тяготея к стыкам
этих структур.
Авлакогены,
таким образом, являются разновидностью
рифтов — палеорифтами.
Под
авлакогенами(Н.С.Шатский, 1955) следует
понимать грабенообразные структуры
проседания, формирующиеся в условиях
остывания недр и локального уменьшения
их объёма.
Авлакогены
– это те рифты, которые заканчивают
развитие, так и не превратившись в океан,
постепенно заполняются осадочными
породами, и геологически проявляются
как крупные линейные депрессии,
заполненные осадками очень большой
мощности по сравнению с нормальным
осадочным чехлом. Называются они
авлaкогенами, к ним часто приурочены
крупные месторождения солей, угля, нефти
и природного газа. Впервые такие структуры
были описаны Шатским Н. С. на
Восточно-Европейской платформе. Пример
типичного авлакогена — девонский
Донецкий прогиб, с крупными месторождениями
угля.
В
отличие от авлакогенов, рифты
характеризуются активным разогревом
недр, подъёмом астеносферы к подошве
коры, высоким тепловым потоком и
существенной вулканической активностью.
Таким
образом, несмотря на ряд сходных черт
в строении рифтов и авлакогенов, между
этими структурами существуют и важные
отличия, ставящие под сомнение возможность
объединения их вопреки общепринятому
мнению.
1)
океанические – в океанах рифты развиты
в так называемых зонах спрединга –
центральных частях срединно-океанических
хребтов, где происходит образование
новой океанической коры. В центральной
части этих рифтов периодически образуются
разломы, через которые на дно океана
поступает базальтовый расплав;
2)
континентальные – на континентах ныне
активной является система Восточно-Африканских
рифтов, где при активном вулканизме
происходит раздвижение и утончение
континентальной коры и в некоторых
местах (Афар) уже формируется океаническая
кора. Развитие этой зоны может привести
к образованию нового океана. Такие рифты
образуются в результате поднятия к
поверхности больших участков горячей
мантии — плюмов, приподнимающих и
растягивающих кору. Для активных рифтов
характерен интенсивный вулканизм.
Байкальская
рифтовая система. Примером рифта
со сложным строением и историей является
Байкальская рифтовая система. До сих
пор нет единого мнения о её происхождении.
С одной стороны сейчас в этом районе
отсутствует вулканизм и есть только
активные тектонические движения и
землетрясения. Однако относительно
недавно в близлежащих мелких рифтовых
впадинах действовали активные вулканы,
а в Монголии четвертичный вулканизм
был развит очень широко.
Общее
строение региона позволяет ряду
исследователей утверждать, что Байкал
представляет собой пассивный рифт, то
есть образовался в результате сдвигового
движения по огромному разлому,
пересекающему Евразию с юго-запада на
северо-восток. Байкальская впадина
согласно этой теории сформировалась
из-за разлома, шедшего под углом к
основному разлому. Такой механизм в
литературе называется «pull-apart». Этим
объясняется ромбическая форма Байкальской
впадины, а также тектонические движения
при землетрясениях.
Другая
теория объясняет образование Байкальской
рифтовой системы поднятием под ним
горячей мантии — плюма, то есть считает
его активным. Эта теория позволяет
объяснить вулканизм региона.
Рис.
2.69 Байкальская рифтовая система
Этапы
развития рифтов. В геологической
истории развития рифтов можно выделить
два этапа: 1) предрифтовый; 2) собственно
рифтовый.
Предрифтовый
этапхарактеризуется разогревом
мантии, повышением её магматической
активности. Континентальная литосфера
испытывает деструктивное воздействие,
что сопровождается её растрескиванием
и излиянием лав на поверхность (траппы).
Процесс длителен, повторно-возвратен,
проявляется в генерировании разноглубинных
магм.
Собственно
рифтовый этап состоит из стадии
заложения, стадии проседания, стадии
инверсии.
На
стадии заложения возникают линейные
грабены с проявлением интенсивного
вулканизма. Стадия проседания выражается
в погружении ложа возникшего грабена.
Стадия инверсии характеризуется
складкообразовательными и
складчато-надвиговыми деформациями,
рифты приобретают линейную структуру.
Рис.
2.70 Система разломов Байкальского рифта
Данные
стадии присущи лишь континентальным
рифтам, но конечным результатом процесса
рифтогенеза, как известно, является
океанообразование через процесс
спрединга.
С
этих позиций, стадийность рифтогенезапредполагает следующие стадии:
2)
стадия континентального рифта (с
подстадиями заложения, проседания,
инверсии),
3)
стадия морского (или межконтинентального)
рифта и
4)
стадия раннего спрединга.
В
зависимости от интенсивности глубинных
процессов развитие рифтов может быть
неполным, т.е. не достигать конечного
результата — океанообразования, а
прерываться на одной из стадий или
подстадий рифтогенеза.
Рассмотренные
механизмы заложения и эволюции рифтовых
систем получили название активного
рифтогенеза. В этом случае процесс
инициируется глубинными причинами, а
именно подъёмом горячих и разуплотнённых
мантийных масс с границы мантия — ядро
(т.н. мантийный плюм).
Детальное
изучение современных рифтов показывает,
что могут быть и другие причины образования
этих структур.
К
таковым относят, в частности, воздействие
на литосферу внешних (боковых) сил,
которые способны обусловить горизонтальное
растяжение литосферы, уменьшение её
мощности и, в конечном итоге, разрушение.
При этом происходит снижение горного
давления, что в свою очередь ведёт к
частичному плавлению вещества мантии
(астеносферы) и магматизму.
Подобный
рифтогенез получил название пассивного.
Примером может служить формирование
Байкальского рифта, как реакции литосферы
на «удар» Индийского субконтинента в
Евразию.
Ещё
одним механизмом пассивного рифтогенеза
может являться, вероятно, проседание
литосферы над остывающими недрами.
В
современной геологической литературе
многие учёные (Ю.Г. Леонов, В.Е. Хаин
и др.) склонны отдавать предпочтение
именно пассивному рифтогенезу, считая
его наиболее распространённым в
геологической истории Земли.
Р ис. 4 Типы разрывных нарушения со смещением
1 –
сброс; 2 – взброс; 3 –сдвиг; 4 – надвиг;
5 – раздвиг
Сброс –
разлом со смещением преимущественно в
вертикальной плоскости, по которому
блок горных пород опущен по сравнению
с соседними участками.
Взброс —
разлом, по которому блок горных пород
поднят по сравнению с соседними участками,
а поверхность разрыва (сместитель)
наклонена в сторону приподнятого
блока.
Сдвиг
– разлом с перемещением блоков друг
относительно друга в горизонтальном
направлении (вдоль более или менее
крутой поверхности сместителя). Чаще
всего он образуются по сколовым трещинам
в условиях сжатия.
Надвиг
– разрывное нарушение, возникающее в
условиях горизонтального сжатия, с
относительно пологим (менее 600)
наклоном плоскости сместителя, по
которому горные породы надвинуты на
нижележащие слои. Очень пологие надвиги
с большой амплитудой горизонтального
перемещения (десятки – сотни км)
называются тектоническими
покровами
или шарьяжами.
Рáздвиг
– вид разрывных тектонических нарушений
земной коры, возникший в обстановке ее
растяжения и выраженный в отодвигании
одного блоков от других. Возникшая
зияющая трещина заполняется продуктами
дробления пород раздвигаемых блоков,
а при большой ширине — осадками и (или)
продуктами вулканических извержений.
Крупные раздвиги, шириной в десятки,
длиной в сотни и более километров,
называют рифтами. Раздвиги нередко
комбинируется со смещением пород
параллельно разрыву, например со
сбросами.
Поддвиг — разрывное
нарушение, возникающее в условиях
горизонтального сжатия, по которому
океаническая
литосферная плита погружается под
континентальную или под другую
океаническую плиту. Поверхность поддвига
приблизительно совпадает с зоной
концентрации глубокофокусных
землетрясений.
Разрывные нарушения
могут встречаться поодиночке, а могут
образовывать сложные системы –
многоступенчатые сбросы, грабены, горсты
(рис. )
Рис.Сочетание
разрывных нарушений: 1 – ступенчатые
сбросы; 2 – грабен; 3 – горст: 4 –
грабены и горсты в сложном грабене
Грабен — участок земной коры,
ограниченный разломами и опущенный
относительно соседних участков. Горст
— участок земной коры, ограниченный
разломами и приподнятый относительно
соседних участков. Вертикальная амплитуда
в горстах и грабенах достигает нескольких
тысяч метров.
Складчатые и
разрывные структуры земной коры в
современном рельефе могут быть никак
не выражены («погребенные» структуры),
или представлять собой так называемые
морфоструктуры
– иметь прямое (например, синклиналь
— впадина на рис. , горст – возвышенность
на рис. ) или обратное отражение, например,
из-за различной прочности горных пород
(антиклиналь — впадина на рис., грабен –
возвышенность на рис. )
ис.
. Инверсия (обращение) рельефа. Грабен
выражен в рельефе в виде возвышенности.
Самые крупные структуры континентов
(земной коры континентального типа) –
это платформы и подвижные пояса
(эпиплатформенные и складчатые орогены
и рифты).
Платформы (континентальные платформы)
– крупные (несколько тысяч км в
поперечнике) устойчивые участки земной
коры континентального типа с относительно
медленными, слабодифференцированными
и малоамплитудными колебательными
тектоническими движениями.
В вертикальном разрезе платформы имеют
двухъярусное строение: нижний ярус
(фундамент платформы) образуют
смятые в складки метаморфические породы,
с интрузиями магматических пород.
Верхний ярус (осадочный чехол) сложен
горизонтально- и пологозалегающими
осадочными отложениями. Собственно
платформами (древними) называют платформы,
у которых фундамент образовался в архее
и протерозое (Восточно-Европейская,
Сибирская, Африкано-Аравийская, Индийская,
Антарктическая, Северо- и Южноамериканская
и др.). Они занимают около 40% площади
континентов. Земная кора в пределах
платформ имеет мощность 30-40 км, из которых
до 5 км (реже 10-15 и более км) приходится
на осадочный чехол. Астеносфера залегает
на глубинах 250-400 км и отличается повышенной
по сравнению с подвижными поясами
вязкостью.
Небольшие скорости вертикальных
тектонических движений, определяют
равнинный рельеф, а преобладание
слабых поднятий над опусканиями –
преобладание в осадочном чехле
мелководно-морских и континентальных
отложений небольшой мощности. Для
платформ характерна слабая сейсмичность,
отсутствие магматизма или специфический
его характер – обширные базальтовые
покровы или кимберлитовые трубки,
нередко алмазоносные.
Выделяют также
так называемые молодые платформы,
фундамент которых сформировался в
основном в фанерозое. Молодые платформы
занимают около 5% площади континентов.
Они «наращивают» древние платформы,
примыкая к ним или вообще соединяя две
древние платформы в единый массив,
располагаясь между ними (Западно-Сибирская
молодая платформа между древними
Восточно-Европейской и Сибирской).
Рельеф молодых платформ аналогичен
древним платформ. Фундамент их сложен
менее (чем у древних) метаморфизованными
породами. Породы фундамента отличается
от осадочного чехла не столько
метаморфизмом, сколько высокой
дислоцированностью.
Выходы фундамента на поверхность
называют щитом, а часть платформы
с осадочным чехлом – плитой. Это
основные структуры платформ. Для щитов
в истории Земли характерна тенденция
к тектоническому поднятию, а для плит
– к опусканию. На Восточно-Европейской
платформе четко обособлены два щита –
Балтийский (на севере) и Украинский (на
юге), а большая часть Европейской России
расположена на Русской плите. Обширные
пологие впадины на плитах и щитах
– синеклизы. Мощность осадочного
чехла в центре, например Московской
синеклизы, достигает 2 км, а в Прикаспийской
– более 15 км. Крупные поднятия фундамента
внутри плит с сокращенной мощностью
осадочного чехла (сотни метров) называют
антеклизами.
Выходы на поверхность фундамента молодых
платформ щитами не называют. Их выделяют
под названием «подвижные орогенные
пояса» (эпиплатформенные или складчатые).
Подвижные орогенные (горные) пояса.
Различают два типа– эпиплатформенные
орогенные и складчатые, которые до
недавнего времени называли
эпигеосинклинальными орогенными. Слово
«ороген» – означает горное сооружение,
а приставка «эпи-» — в данном случае,
имеет значение «после».
Эпиплатформенный орогенный пояс –
это горы, возникшие на месте платформы
(«возрожденные горы»). В целом это
сводово-глыбовые постройки, состоящие
из системы блоков (тектонических глыб)
поднятых на различную высоту по разломам,
образующих различные сочетания горстов
и грабенов.
Кора эпиплатформенных орогенов относится
к континентальному типу и обычно имеет
мощность 50-60 км. Сейсмичность, как
правило, высокая. Магматизм проявляется
лишь в виде базальтовых излияний,иногда
отсутствует. Современных эпиплатформенные
орогены возникают в условиях сжатия.
Они могут непосредственно примыкать к
складчатым поясам (Алтай, Тянь-Шань,
Гиндукуш, Памир, Прибайкалье, Забайкалье,
Горный Крым), располагаться на
окраинах континентов (Скандинавские
горы), а также внутри платформенных
областей (Урал). Эпиплатформенные
горы в популярной литературе часто
называют древними, противопоставляя
их молодым – складчатым горам. Кавказ,
например – молодые горы, а Урал – старые.
Но в современном виде они возникли
одновременно, в конце палеогенового
периода.
Складчатые орогенные пояса изначально
представляли собой крупный (длина
–n•1000км, ширина – n•100км)
прогиб земной коры, образовавшийся в
условиях тектонического растяжения.
Такие прогибы в геологии более 100 лет
(со второй половины 19 века) называли
геосинклиналями.
Современная аналог такой структуры —
западная окраина Тихого океана, в
переходной зоне от Тихого океана к
континентам Азии и Австралии.
В прогибе накапливались (одновременно
с тектоническим опусканием) мощные
(n•10км) толщи осадочных
отложений, происходили подводные
вулканические извержения. На определенном
этапе в эти слои внедряются гранитные
интрузии, происходит инверсия прогиба
(опускание земной коры сменяется
поднятием), в результате чего на месте
прогиба формируется горное сооружение.
Накопившиеся ранее в прогибе породы
при этом сминаются в складки. Горо- и
складкообразование сопровождаются,
как правило, наземным вулканизмом.
Возникшее горное сооружение и представляет
собой складчатый подвижный пояс (который
еще сравнительно недавно именовали
эпигесинклинальный орогенный пояс –
т.е. послегеосинклинальное горное
сооружение). Современным
складчатым поясом на этапе горообразования
является область Средиземноморья
(Альпы, Карпаты, Кавказ).
В дальнейшем темп поднятия падает и
становится медленнее скорости
деструктивных экзогенных процессов.
Горно-складчатое сооружение разрушается,
и ороген превращается в пенепленизированную
равнину, образующую фундамент молодых
платформ, примыкающих, как правило, к
древним. То есть, происходит наращивание
(расширение) структуры, ранее испытавшей
консолидацию и тектоническую стабилизацию.
При определенных условиях, например,
при активизации тектонических процессов
на смежных территориях, и на месте
«успокоившегося» участка могут вновь
возникнуть горы. Но теперь это будет
связано не с процессами складкообразования,
а с движениями по тектоническим разломам
– возникнет эпиплатформенный орогенных
пояс.
Складчатые пояса состоят из синклинориев
и антиклинориев, те и другие из более
мелких структур – антиклинальных и
синклинальных складок. Обычны здесь и
разрывные нарушения – взбросы, надвиги,
сдвиги.
Синклинорий (от
греч. synrlínõ
– наклоняюсь и όros-гора
)– крупная сложная тектоническая
структура в горных областях в целом
вогнутой формы, состоит из чередующихся
синклинальных и антиклинальных складок.
Для
синклинориев характерны большие мощности
вулканогенных и осадочных толщ,
накапливавшихся без длительных перерывов.
Это были участки стабильного опускания
и на стадии прогиба; такую же вогнутую
(отрицательную) форму они имеют и
структуре горного сооружения.
Антиклинорий –
крупная сложная тектоническая структура
в горных областях в целом выпуклой формы
(поднятие земной коры). Антиклинории
расположены между синклинориями,
границы с которыми часто являются зонами
тектонических разломов. Для них и на
стадии формирования прогиба характерны
положительные движения, что приводило
к накоплению отложений меньшей мощности,
распространению грубообломочных (более
мелководных) пород. Антиклинории, как
и синклинории, состоят из большого числа
чередующихся антиклиналей и синклиналей
разных размеров
Континентальные рифты — это
линейновытянутые системы опусканий
земной коры ограниченные разломами, с
повышенной магматической и сейсмической
активностью. Протяженность континентальных
рифтов — сотни и тысячи километров при
ширине от первых километров до десятков
и сотен километров. Они возникают в
результате растяжения литосферы.
Современные рифты сформировались в
новейший тектонический этап
(неоген-четвертичное время). Образование
рифтов также можно отнести к процессам
тектонической активизации платформ
– это эпиплатформенные структуры.
Центральное положение в них обычно
занимает дно рифтовой долины – ровная
уплощенная поверхность, шириной 40-50
км, ограниченная сбросами, нередко
образующими ступенчатые системы. Такая
долина иногда протягивается вдоль
сводового поднятия земной коры, но
может формироваться и без него. В рифтовой
долине развиты осадочные континентальные
(реже морские) отложения и магматические
комплексы основного, в меньшей степени
кислого состава, общей мощностью 7-10
км; по краям рифтов — лавовые покровы.
Нередко рифты осложнены продольными
или диагональными приподнятыми блоками
— горстами. Наиболее известными
представителями этих структур являются
Восточно-Африканская рифтовая система,
Байкальский и Рейнский рифты. Древними
аналогами рифтов в фундаменте платформ
являются авлакогены.
Такая характеристика структур земной
коры континентального типа приведена
с точки зрения классической геотектоники.
Их образование обусловлено процессами,
происходящими в мантии при преобладанием
вертикальных тектонических движений
без сколько-нибудь существенного
растяжения и сжатия, земной коры.
Типы разломов
Хотя землетрясения создают новые разломы, большинство крупных землетрясений происходит в местах, где целостность поверхности уже нарушена, говорит доктор Хоторн.
Сдвиги происходят по уже существующему разлому, и их можно разделить на три основных типа: нормальный, обратный и сдвиговый разлом.
Тектонические структуры
Тектонические структуры (=геологические
структуры, =структуры земной коры) –
участки земной коры с разным строением.
Они созданы направленными тектоническими
движениями в разные этапы геологической
истории планеты. Могут быть выражены в
рельефе, но часто зафиксированы только
в условиях залегания или других
особенностях горных пород.
Самые крупные тектонические структуры
Земли (участки с разным строением)
– «континенты» и «океаны»
(точнее участки земной коры континентального
и океанического типа).
Участки с континентальной корой имеют
толщину 30-40 км на равнинах и 80 км в
горах и состоят из трех слое («осадочного»,
«гранитного» и «базальтового»).
Океаническая земная кора мощностью
5-12 км (в среднем 6-7км) состоит из двух
«слоев» — «гранитный» отсутствует (он
«исчезает» в основании континентального
склона на дне океана).
Рис. 3. Схема
строения земной коры на континентах и
в океане.
1 — осадочный слой;
2 – «гранитный»
слой континентов;
3 – «базальтовый»
слой континентов и океанов;
4 – мантийная часть
литосферы
5 – астеносфера.
Нормальные разломы
Нормальные разломы – это разломы, в которых плиты раздвигаются, и одна из них движется вертикально вниз.
Афарская котловина, Восточно-Африканская рифтовая долина
В регионе Афар в Эфиопии встречаются три отдельные части земной коры, известные как Афарский тройной разлом.
Сомалийская плита удаляется от остальной части континента, что привело к образованию рифтовой долины и круто опускающихся разломов.
Одновременно Африканская и Сомалийская плиты также отделяются от Аравийской плиты на севере, образуя рифтовую систему в форме буквы «Y».
В 2005 году вдоль линии разлома появилась серия трещин, сопровождавшаяся землетрясениями и выбросом облаков пепла. На 60-километровом участке поверхности открылась глубокая трещина шириной восемь метров.
Вулканическая активность в Исландии вызвана движением тектонических плит / Фото Getty Images
Североамериканская и Евразийская тектонические плиты медленно удаляются друг от друга, и на границе расходящихся плит возникла линия разлома, известная как Срединно-Атлантический хребет.
Хребет простирается через Атлантический океан с севера на юг на тысячи километров.
По мере того как плиты расходятся, из-под поверхности Земли постоянно вытекает расплавленная магма. Она образует на границе новые породы, которые постоянно замещаются снизу новым магматическим материалом.
Постоянное образование новых пород также приводит к деформации поверхности, землетрясениям и значительной вулканической активности.
Сдвиговые разломы
Этот тип разлома возникает, когда две плиты движутся друг мимо друга в горизонтальном направлении.
Сдвиговые разломы, как правило, вертикальны и достигают 15-20 километров в глубину.
Один из примеров такого разлома – 700-километровый Восточно-Анатолийский разлом, проходящий вдоль границы между Анатолийской и Аравийской плитами в Турции.
Землетрясения магнитудой 7,5 и 7,8, которые произошли в Турции и Сирии в феврале 2023 года – два самых сильных землетрясения почти за столетие, – произошли именно в этом регионе, где плиты движутся в горизонтальной плоскости.
Землетрясение и афтершоки произошли на относительно небольшой глубине, что отчасти и вызвало столь разрушительные последствия.
Система разломов Сан-Андреас
Другой пример – система разломов Сан-Андреас в Калифорнии, США. Это набор различных разломов по линии движения между Тихоокеанской плитой на западе и Североамериканской плитой на востоке.
Относительно остальной части континента западная Калифорния движется в сторону Аляски, говорит доктор Хоторн. Две эти плиты скользят горизонтально друг мимо друга, что приводит к землетрясениям.
По данным Геологической службы США, калифорнийское землетрясение 18 апреля 1906 года разорвало самый северный 477-километровый участок разлома Сан-Андреас, разрушив Сан-Франциско и став одним из крупнейших землетрясений за всю историю.
Обратные или надвиговые разломы
Обратные или надвиговые разломы – это когда плиты движутся навстречу друг другу и одна из них толкает вторую вверх. Крупнейшие разломы часто имеют именно такую природу.
«Как правило, они рассекают поверхность Земли под углом, что создаёт более широкую область, где может произойти хрупкая деформация», – говорит доктор Хоторн.
Мощное землетрясение у берегов Японии в 2011 году вызвало разрушительное цунами / Фото Getty Images
Зона разломов Японский жёлоб – это глубокая подводная впадина, проходящая к востоку от Японских островов с севера на юг. Она отделяет Евразийскую плиту от Тихоокеанской.
После разрушительного землетрясения Тохоку-Оки магнитудой 9,1, произошедшего у побережья Японии в марте 2011 года, оказалось, что вдоль разлома плиты сдвинулись на 50 метров.
Разрыв участка зоны субдукции (зона на границе литосферных плит, вдоль которой происходит погружение одних блоков земной коры под другие) вдоль Японского жёлоба вызвал цунами, которое опустошило прибрежные районы и привело к аварии на АЭС «Фукусима». Всё вместе это вызвало значительные разрушения и гибель людей.
Также известен как система разломов Атакама. Разлом расположен в восточной части Тихого океана, примерно в 160 км от побережья Перу и Чили, между Южно-Американской тектонической плитой и плитой Наска.
Океаническая кора плиты Наска продвигается под континентальную кору Южно-Американской плиты, вызывая огромную сейсмическую активность.
22 мая 1960 года недалеко от города Вальдивия на юге Чили произошло мощное землетрясение магнитудой 9,5, которое считается самым сильным из когда-либо измеренных.
Учёные подсчитали, что выделившаяся во время этого землетрясения энергия в 20 тысяч раз превысила энергию первой атомной бомбы, сброшенной на Хиросиму.
Последствия Великого чилийского землетрясения / Фото Getty Images
Однако даже если вы живёте рядом с линией разлома, это не всегда повод для беспокойства.
Доктор Хоторн отмечает, что не все разломы вызывают землетрясения. «На многих участках разломов землетрясений или не происходит, или они незначительные, – говорит она. – Плиты как бы просто тихо ползут друг мимо друга».
«Запрещено копировать, распространять или иным
образом использовать материалы Русской службы Би-би-си»
Структуры земной коры континентального типа.
Земная кора континентального типа
состоит из платформ и подвижных
поясов – орогенных (горных) поясов и
рифтовых зон. На платформах различают
щиты и плиты (более мелкие структуры
— синеклизы и антеклизы. Орогенные
(горные) складчатые пояса состоят
из синклинориев и антиклинориев, а
орогенные эпиплатформенные пояса
пояса — из грабенов и горстов. Самые
мелкие структуры земной коры
континентального типа – складки и
разрывы. Континентальные рифтовые
зоны – сложные многоступенчаты
грабены.
Складки – волнообразные изгибы
слоев. Два основных типа складок –
антиклинальные и синклинальные. Обычно
они легко различимы в вертикальном
разрезе по форме. Синклиналь – это
вогнутая складка, а антиклиналь –
выпуклая.
ис.
Синклинальная (вогнутая) и антиклинальная
(выпуклая) складка
Разломы (= разрывы, = разрывные нарушения
= дизъюнктивные дислокации) — линейное
тектоническое нарушение, сопровождающееся
перемещением разорванных частей слоев
горных пород или других геологических
тел друг относительно друга. Тектонические
трещины – линейные нарушения, не
сопровождающиеся заметным смещением,
параллельным данному нарушению.
У каждого разлома есть относительно
поднятый блок (или крыло) (1 на рис.) и
относительно опущенный блок (2 на рис.
). Поверхность, по которой происходит
смещение, называется плоскостью
разрыва (сместителем)
ис.
Элементы разлома. 1 – поднятый блок
(крыло); 2- опущенный блок (крыло) 3 –
сместитель.
Различают разломы (Рис.), образовавшиеся
в условиях растяжения (сбросы и раздвиги)
и сжатия (взбросы и надвиги, поддвиги,
сдвиги).
