авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 |
-- [ Страница 1 ] --

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы

УДК 550.348.436

РАЗДЕЛЕНИЕ АНОМАЛИЙ АКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ

НА СОСТАВЛЯЮЩИЕ

РАЗЛИЧНОЙ ПРИРОДЫ

В.М. Тимичева

ФГУП Всероссийский научно-исследовательский институт геологии и минеральных

ресурсов Мирового океана им.академика И.С. Грамберга, г. Санкт-Петербург, Россия

Введение. Рассматривая спектры акустической эмиссии над очагом готовящегося землетрясения, можно сделать заключение о наличии различных источников излучения уп ругой энергии. По-видимому, это обусловлено неоднородным строением очаговой системы, различным положением источников как относительно гипоцентра, так и по глубине и др. В этом случае, во внешнем относительно очага геологическом пространстве, будут наблюдать ся упругие колебания, отличающиеся по частоте и по фазе. Сложение таких источников при водит к колебаниям с более медленными по сравнению с частотой источников, пульсирую щей интенсивно.

Некоторые источники излучения могут создавать несущие частоты, которые модули руются как внешними (к примеру, приливными, температурными, предвестниками различ ных геодинамических процессов, заполнением водохранилищ в районе гидротехнических сооружений и др.), так и внутренними – очаговыми процессами. В результате, кроме несу щей частоты, появятся две новые волны, одна из которых имеет сумму модулирующей и не сущей частот, а другая – разность.

При землетрясениях и горных ударах, природа которых связана с разрывом сплошно сти массива горных пород в области концентрации напряжений, часть высвобождающейся энергии переходит в энергию сейсмических волн. В качестве очага землетрясений принима ется радиус сферически симметричной области, в которой выделяется основное (не менее 90 %) количество сейсмической энергии. Размеры очага могут изменяться в зависимости от плотности энергии в очаге. С очагом отождествляют также возникающую при землетрясени ях область не упругих деформаций, которая является разгружаемой зоной внутри массива.

Излучения упругих волн при землетрясениях и горных ударах отличаются от излучений волн при подземных взрывах. Последним свойственно образование волн сжатия от расширяюще гося сферического источника, а двум первым – в зависимости от рассматриваемых нодаль ных плоскостей – зоны сжатия и растяжений.

В реальном случае очаг землетрясения или горного удара описывается сложным ис точником излучения в виде объёмной модели. Одна из таких моделей показана на рис. 1. В очаге может происходить изгиб массива горных пород с последующим разрывом в точке максимального прогиба. При этом возникают распределённые в какой-то области внутри из лучающего объёма источники ударов, идущие почти одновременно или вслед за главным ударом (афтершоки). На рис. 1 обозначены: D – место разрушения, F1 и F2 – тектонические силы до разрушения, F1 и F2 – тектонические силы после разрушения. Основная излучае мая упругая энергия расходуется на генерацию поперечной волны. Сопутствующие про дольные волны обусловлены сжатием одних слоёв и растяжением других при изгибе перед сдвиговым разрывом [1].

Наблюдаемая акустическая эмиссия состоит из аддитивной суммы длиннопериодных и короткопериодных сигналов. По сумме сигналов можно выделить огибающую и импульсы.

Огибающая – это те же импульсы, которые могут распространяться на более дальние рас стояния. Импульсы изменяют форму и даже превращаются в гармонические колебания. Они образуют в волноводах дополнительные частоты и к каждому импульсу прибавляется хвостик более высокочастотной составляющей. Поэтому по импульсам очень трудно опре делить удалённость до сейсмических процессов. Лучше это делать по количеству импульсов, даже если они имеют искаженную форму.

XVI Международная конференция, Воронеж- Рис. 1. Модель подготовки массива к разрыву (по В.С. Ямщикову, 1984) Огибающая состоит из более низкочастотных составляющих спектра сейсмических колебаний, меньше подверженных влиянию мелких волноводных неоднородностей среды, и поэтому в огибающей можно найти такие характеристики волны, которые распространяются на большие расстояния практически без изменений. Такие характеристики могут быть изу чены количественно и подтверждены импульсами акустической эмиссии, но уже не количе ственно, а качественно, например, по числу импульсов в секунду или в минуту, то есть не по форме импульсов, а по их количеству, или даже по принципу да-нет (есть аномальные им пульсы – нет аномальных импульсов). Аномальность импульса можно оценивать по превы шению импульса над фоном на 1 3 величины, где – среднее квадратичное значение пре вышений акустической эмиссии над фоном.

Для изучения характеристики огибающей акустической эмиссии вычислим ее спектры на различных временных интервалах от момента землетрясения и энергию низкочастотных и высокочастотных составляющих огибающей. Уберем из этих спектров аномальные, а по ос тавшимся найдем преобладающие или фоновые спектры.

По преобладающим спектрам выберем интервал наиболее вероятных частот для фона.

К примеру, точки, преобладающие со значимым весом. Выполним разложение наблюденной акустической эмиссии в ряд Фурье и вычислим его значение на преобладающих частотах.

В выбранном интервале частот преобладающего спектра, оцененным по наблюденной акустической эмиссии коэффициентам, производится вычисление фонового значения (АЭФ).

По разности наблюденных значений и фона вычисляются остаточные аномалии АЭ, в кото рых выделяются импульсы и другие, представляющие для прогноза аномальные составляю щие и помеха.

Импульсные сигналы. Рассмотрение импульсных сигналов для нас важно потому, что находящиеся в большинстве твердых (а при некоторых условиях, и в жидких и газооб разных) объектов колебательные системы, как и всякие колебательные системы, являются механизмами, преобразующими в гармонический затухающий отклик импульсное воздейст вие. При этом, параметры отклика на импульсное воздействие определяются двумя взаимно независимыми факторами – свойствами возбуждаемых импульсным воздействием колеба тельных систем и параметрами самого импульсного воздействия.

Независимо от формы импульса увеличение длительности ударного взаимодейст вия y. сопровождается уменьшением полосы частот f, в которой этот импульс может доста точно эффективно возбудить колебательную систему. При этом спектр импульсного воздей ствия, не имеющего крутых фронтов, нигде не имеет значения, равного нулю. Соотношение между y и f на уровне, достаточном для качественной оценки возможностей импульсного воздействия выглядит следующим образом [2]:

y (1) f Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Строго говоря, любое импульсное воздействие имеет бесконечный спектр. Выражение (1) характеризует ту полосу частот f, в которой возбуждение некоторой колебательной сис темы с помощью импульса заданной длительности энергетически целесообразно. За преде лами этой полосы амплитуда колебаний возбуждаемой колебательной системы будет незна чительной.

Однако эти рассуждения, составляющие азы теории передачи информации, акустика ми и сейсмиками-теоретиками воспринимаются, мягко говоря, с недоумением. Дело в том, что, как следует из учебной и научной литературы по сейсморазведке, источник сейсмоим пульса принято характеризовать некоторой "видимой" частотой и длиной волны. Это недора зумение обусловлено тем, что, как возбуждаемый ударом массив, так и регистрирующая ап паратура, как правило, содержат колебательные системы, которые искажают импульс и при водят его к виду гармонического затухающего процесса независимо от действительного вида зондирующего импульса. Следовательно, величина этой "видимой" частоты обусловлена не самим импульсом, а суммарными колебательными свойствами возбуждаемого ударом объек та и регистрирующей аппаратуры. Само же по себе импульсное воздействие, разумеется, ни частотой, ни какой бы то ни было длиной волны,характеризоваться не может.

С позиций рассмотренных свойств импульсных сигналов вернемся к гармоническому затухающему сигналу. Удароподобное начало его, по сути, является импульсным воздейст вием, и поэтому сигнал этот состоит как бы из двух частей – из затухающего синусоидально го и импульсного. Импульсный сигнал такого рода называется функцией включения (функ цией Хэвисайда), имеет спектр, амплитуда которого уменьшается с частотой, и скорость уменьшения этой амплитуды тем меньше, чем круче фронт импульса. Соответственно, и спектр затухающего гармонического сигнала с удароподобным началом, следует рассматри вать как суммарный. Если бы крутизна удароподобного начала возросла в соответствии с фронтом, то высокочастотная ветвь спектра этого сигнала соответствовала бы прерывистой линии.

Способы обнаружения импульсов акустической эмиссии. Как было показано авто ром [1], распространение импульсов акустической эмиссии в неоднородных средах, как по скорости распространения волн, так и по напряженному их состоянию, значимо отличается от распространения гармонических волн.

Известно, что при распространении импульсов в массивах горных пород происходит растягивание их во времени. Кроме того, на характер скорости распространения импульса влияет температура, давление, пористость, зернистость и другие свойства пород, что изменя ет форму первых вступлений, а также преобладающую частоту импульса и появление более высоких частот, что приводит, соответственно, к изменению дисперсии скорости волн. Все это сказывается на возможности обнаружения и выделения импульсов в качестве предвест ников опасных геологических процессов: землетрясений, оползней, разломов и др. В связи с этим, задача выделения импульсов является весьма актуальной и сводится она к задаче вы деления фона, на который наложены импульсы.

Очевидно, что для ближних источников импульсы находятся в первичном виде, и они легко могут быть обнаружены простыми способами. К примеру, оценим огибающую путем осреднения наблюденных значений и вычтем ее из наблюденной акустической эмиссии.

Полученную разность можно рассмотреть с точки зрения различных статистических методов. Например, по превышению заданного порога или среднеквадратического значения импульсов (, 2 или 3).

ЛИТЕРАТУРА 1. Тимичева В.М. Импульсы акустической эмиссии в неустойчивой среде. Геологические опасности // Мат. XV Всерос. конф. с международным участием / В.М. Тимичева, О.Н. Мищенко, Д.В. Шарков. Архангельск, 2009. – С. 437.

2. Ямщиков В.С. Волновые процессы в массиве горных пород. М.: Недра. – 1984.

XVI Международная конференция, Воронеж- УДК 553. ВАЖНЕЙШИЕ ТРЕНДЫ ЭВОЛЮЦИИ ГЛОБАЛЬНОЙ МЕТАЛЛОГЕНИИ ЗЕМЛИ И ИХ ОБУСЛОВЛЕННОСТЬ А.В. Ткачев Государственный геологический музей им. В.И. Вернадского (ГГМ РАН), г. Москва, Россия Начиная с основопологающей работы Л. де Лонэ [1], особенности эволюции глобаль ной металлогении в геологической истории Земли обсуждались в публикациях и на научных форумах разного уровня неоднократно. Особенно много работ на эту тему появилось во вто рой половине ХХ в., что стимулировалось как интенсификацией геологоразведочных работ во всем мире, так и бурным развитием фундаментальных исследований во всех разделах гео логии. Заметный вклад в развитие знаний в области эволюционного анализа глобальной ме таллогении в этот период внесли Ю.А. Билибин, F.S. Turneaure, С.Д. Туровский, Н. Schnei derhohn, И.Г. Магакьян, С.О. Домарев, В.И. Смирнов, Г.А. Твалчрелидзе, Д.В. Рундквист, L.J. Miller, C. Meyer, В.Н. Козеренко, R.E. Folinsbee, P. Laznicka, В.И. Старостин и др.

По мере приближения к настоящему времени в исследованиях специалистов со все большей определенностью обосновывается тезис о двуединой тенденции развития металло гении Земли: односторонне направленная эволюция на фоне цикличности (повторяемости) интенсивности формирования эндогенных месторождений, относящихся к близким по об становкам формирования металлогеническим типам. Если в констатации собственно наличия цикличности глобальной металлогении принципиальных расхождений между специалистами нет, то в определении количества и продолжительности металлогенических циклов (нередко называемых металлогеническими эпохами) разброс мнений очень существенный. Наиболее конкретные и при этом весьма заметно отличающиеся в этом вопросе мнения высказали В.И.

Смирнов, чьи работы на эту тему, пожалуй, наиболее часто цитируются, Г.А. Твалчрелидзе и Д.В. Рундквист. Так В.И. Смирнов [2, 3] различал 11 эпох разной продолжительности с за вершением у рубежей 3.8, 2.8, 2.3, 1.8, 1.5, 1.0, 0.6, 0.4, 0.25, 0.1 и 0.0 млрд. лет. Г.А. Твал чрелидзе [4] предложил выделять только 4 эпохи с завершением у рубежей 2.6, 1.65, 0.6 и 0. млрд. лет. Д.В. Рундквист [5, 6] обосновывал не просто наличие рубежей цикличности, но их дифференциацию на нескольких порядков по значимости (млрд. лет): I 1.8;

II – 3.4, 0.2;

III – 2.6, 1.0;

IV – 3.0, 2.2, 1.4, 0.6, в результате чего получилась соподчиненная система перио дичности разного масштаба с периодами 1.6, 0.8, 0.4 и 0.2 млрд. лет для геологической исто рии, начиная с рубежа 3.4 млрд. лет. При этом, ни один из указанных авторов никак не ана лизировал причины этих и многих иных расхождений с результатами своих коллег, оставляя тем самым вопрос предпочтения в выборе схемы цикличности для производных построений на собственное усмотрение других специалистов.

У автора предлагаемого исследования интерес к данной проблеме возник в ходе обра ботки информации из собранной в ГГМ РАН и продолжающей пополняться базы данных крупных и суперкрупных месторождений (БД КСКМ) [7, 8]. По состоянию на 01.06.2010 г., она содержит сведения о 1410 объектах, имеющих (или имевших до начала отработки) как минимум крупные интегральные ресурсы важнейших, кроме горючих, видов полезных иско паемых: Au, Ag, платиноиды, Cu, Pb, Zn, Ni, Co, Sn, W, Mo, Sb, Hg, Li, Be, Nb, Ta, Zr, TR, Fe, Cr, Mn, Ti, V, Al (бокситы), U, B, P, F, листовые слюды, калийные соли и алмазы. Помимо сведений о величине ресурсов с особой тщательностью собирается и перепроверяется ин формация о металлогеническом типе каждого месторождения и его возрасте. Учитывая, что КСКМ, учтенные в базе данных, содержат в себе от 65 % до 95 % известных ресурсов пере численных видов сырья, можно с большой долей уверенности утверждать, что анализ этого массива практически означает прослеживание генеральных направлений металлогенической эволюции Земли. Опираясь, в первую очередь, именно на эти данные, автор при необходи Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы мости привлекал информацию и по средним и мелким месторождениям (особенно по первым проявлениям некоторых индикаторных типов) для проверки и уточнения закономерностей, установленных при анализе КСКМ.

Уже в самом начале анализа стало очевидно, что работы наших предшественников, а особенно [2-4], опирались на очень несовершенные геохронологические данные. В основном они были получены до 1980 г. Но в конце XX и начале XXI в. для многих месторождений возраст был уточнен с существенной, вплоть до кардинально отличающейся корректировкой.

В частности, в построениях из [2-3] больше половины данных по докембрию имеют разли чия с современными определениями и интерпретациями возраста от 0,1 до 1,4 млрд. лет. Та кой объем принципиально значимых ошибок и их несистематический характер (отклонения как положительные, так и отрицательные) не мог не сказаться на достоверности построений наших предшественников.

Есть существенные расхождения у современной науки и с представлениями металло генистов 60-80-х гг. о природе связей некоторых типов месторождений с эндогенными про цессами. Например, золоторудные месторождения архейских зеленокаменных поясов В.И.

Смирнов относил к генетически связанным с мафитовым магматизмом. Как показали интен сивные исследования последней четверти ХХ в., подавляющая часть этих месторождений и все крупные среди них являются одними из самых поздних образований орогенных зон, сминающих и рассекающих все супракрустальные формации, в т.ч. и находящиеся среди вмещающих пород мафитовые эффузивы и интрузии. Эти месторождения, нередко залегая в зеленокаменных формациях, по времени образования тяготеют к орогенному гранитоидному магматизму, хотя и с ним далеко не всегда имеют прямые генетические связи. Но в любом случае, это месторождения орогенные [9]. Наоборот, Гардарскую щелочную провинцию, яв ляющуюся продуктом внутриплитной активизации кратона до главных орогенных событий в гренвилидах [10], В.И. Смирнов рассматривал как проявление главной фазы орогенного магматизма.

Таким образом, со всей очевидностью на новом этапе развития науки появилась необ ходимость построить и проанализировать геохронологический ряд месторождений и их ти пов, начав хотя бы с КСКМ и использовав при этом их более точные датировки и современ ный взгляд на природу их связей с широким спектром геологических процессов (геодинами ка, магматизм, метаморфизм, осадконакопление, эпигенез в осадочных бассейнах и т.п.).

Представляется, что это позволило взглянуть на эволюционные процессы в металлогении с гораздо большей долей объективности.

Цикличность. В целом, проведенный анализ данных подтвердил наличие упомянутого выше циклически-поступательного тренда развития металлогении Земли: однонаправлен ность в сторону общего увеличения типового разнообразия месторождений (при исчезнове нии или видоизменении некоторых их типов) на фоне цикличности в эволюционных процес сах. Отталкиваясь от общепринятой позиции В.И. Смирнова [2], что цикл должен начинаться периодом, когда в глобальном масштабе доминирует формирование эндогенных месторож дений, связанных с магматизмом базитового ряда, а заканчиваться периодом доминирования металлогении, связанной с гранитоидами, мы обнаружили, что с достаточной достоверно стью в металлогенической эволюции устанавливается наличие четырех завершенных гло бальных циклов с точками их завершения вблизи рубежей 2.6, 1.8, 0.9, и 0.2 млрд. лет (рис.

1) и текущего незавершенного. То есть, по нашим данным, эта цикличность была несколько иной, чем представлялось предшественникам. При этом, полученные данные указывают на то, что цикличность была квазирегулярной с периодом ~ 0.8 ± 0.1 млрд. лет. Такая картина особенно радикально отличается от 11 эпох разной продолжительности, выделенных в [2] и меньше, но все же заметно расходится с [4].

Существенно ближе демонстрируемые результаты выводам Д.В.Рундквиста [6], отли чаясь от них, помимо небольших разночтений в позиции рубежей инверсии циклов, также отсутствием в наших результатах существенных аргументов в пользу иерархической сопод чиненности у металлогенических циклов, как минимум, до фанерозоя.

XVI Международная конференция, Воронеж- При этом устанавливается, что к первой фазе циклов тяготеют не только КСКМ базит ультрабазитовых магм, но и вообще широкий спектр месторождений разного генезиса, в т.ч.

осадочного и осадочно-эпигенетического, связываемых большинством специалистов с внут риплитными и пассивно-окраинными обстановками. Эти периоды с резким доминированием металлогении интраконтинентально-дивергентной фазы продолжались во всех завершен ных циклах очень длительное время, в то время как периоды, завершающие циклы, с доми нированием месторождений конвергентной фазы, были заметно более скоротечны, но при этом отличались во много раз большей интенсивностью металлогенических процессов (рис. 1). Последний, т.е. текущий металлогенический цикл, в этом отношении от своих предшественников сильно отличается в том аспекте, что в нем такой переход произошел очень быстро. Более того, яркой особенностью вообще всего фанерозоя стала тенденция к смазыванию такой асинхронности в проявлении металлогенических типов-антиподов: в некоторые его периоды наблюдается массовое совмещение во времени (но не в пространст ве) месторождений, связанных с внутриплитными и орогенными обстановками. Таких со вмещений в докембрии практически не происходило, а тем более на пиках интенсивности этих двух больших групп месторождений. Это наводит на мысль о появлении специфическо го фактора, который не действовал раньше. Какой это мог бы быть фактор?

Рис. 1. Распределение в геологическом времени КСКМ, связанных с разными металлогениче скими классами в (без месторождений кор выветривания и современных соленых озер). 1 – эн догенные конвегентных границ, 2 – в мафитовых и щелочных (широкого спектра кремнекислотно сти) комплексах, 3 – седиментогенные, 4 осадочно-эпигенетические. Вертикальные стрелки – предполагаемые границы металлогенических циклов Если сравнить описанную выше металлогеническую цикличность с цикличностью глобальных геотектонических процессов, описанных в работах на эту тему [11-14 и др.], то окажется, что интервалы максимальной металлогенической активности, полученные нами, в принципе совпадают с кульминационными периодами генерации и скучивания ювенильной континентальной коры в аккреционных орогенах и последующего интегрирования суперкон Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы тинентов через системы коллизионных орогенов. При этом в раннем докембрии совпадение пиков очень точное, а в позднем протерозое и фанерозое – с некоторыми относительно не большими сдвигами. Кроме того, в фанерозое наблюдается увеличение интенсивности фор мирования КСКМ, несоразмерное относительным темпам роста ювенильной коры, но вполне адакватное орогенной активности. В связи с этим предполагается, что относительно раннего докембрия в металлогении неопротерозоя-фанерозоя существенным образом относительная выросла роль процессов регенерации древней континентальной коры, наиболее активно про исходящая именно в орогенах.

Эта гипотеза была отдельно проверена на месторождениях орогенных гранитных пег матитов [15]. Последние формируются только в коллизионных орогенах, т.е. при непосред ственном взаимодействии континентальных блоков. Уменьшение количества и длительности пустых периодов от архея к фанерозою свидетельствует о том, что коллизии происходили все чаще и чаще. С рубежа 0.6 млрд. лет назад было только два периода продолжительно стью 25 млн. лет, когда пегматитовые месторождения, вероятно, не формировались, т.е., возможно, не было коллизий в зрелой стадии. Такая картина может быть только результатом критического разрастания именно к рубежу 0.6 млрд. лет континентальной коры, в результа те чего практически в любой период времени, кратный 25 млн. лет, на Земле происходила коллизия континентальных блоков. Все это подтверждает наше предположение, возникшее из общего анализа металлогении КСКМ, о том, что в силу сложившейся ситуации, регенера ция континентальной коры стала, как минимум, не менее важным фактором металлогении, чем ювенильная ее генерация.

Однонаправленность. Набор конкретных типов месторождений и перечень видов сырья в каждом из выявленных циклов, соотношение масштабов рудогенеза в интраконтиненталь ных областях и подвижных поясах, обрамляющих или сшивающих континенты, сущест венно различаются. Кроме того, наблюдается постепенное усложнение металлогении КСКМ:

от древнейших эпох к самым молодым с неправильной пульсообразностью, но с общей тен денцией к увеличению изменяется спектр видов сырья, имеющих КСКМ, количество вновь образованных объектов и их формационно-металлогенических типов. При этом часть типов, которые возникали в раннем докембрии, перестали образовываться в более молодые эпохи.

Но при этом появлялись все новые и новые металлогенические типы месторождений.

Многие количественные и качественные изменения в металлогении месторождений, генезис которых в значительной или полной мере связан с массообменными процессами в самой верхней части земной коры произошли из-за нарастания процессов ее окисления, что, в свою очередь, в существенной степени было предопределено развитием процессов весьма далеких, на первый взгляд, от обсуждаемой проблемы: развитие колониальных фотосинтези рующих бактерий и водорослей, изменение концентраций кислорода и парниковых газов в атмосфере, глобальные оледенения и т.п., которые имели, в том числе, и периоды революци онно быстрых (по геологическим меркам) и резких (высокоамплитудных) изменений в нача ле палеопротерозоя и середине неопротерозоя. Так, в самом начале первой кислородной ре волюции остановился и уже никогда более не возобновился процесс формирования Au-U пиритовых конгломератов. В течение этой кислородной революции, длившейся ~ 200 млн.

лет, сформировались крупнейшие за всю историю Земли железорудные джеспилитовые ме сторождения, а сразу после нее возникли первые эпигенетические залежи (вплоть до КСКМ) полиметаллов и флюорита в карбонатных и терригенных породах осадочных бассейнов, ура на в песчаниках, эксгаляционно-осадочные колчеданно-полиметаллические в осадочных по родах, накопились пока еще некрупные, но уже промышленно интересные залежи фосфори тов. Даже минимально промышленно интересные сульфатно-хлоридных эвапориты того времени не известны, но само их появление именно тогда также стало одним из факторов, способствовавших началу генерации стратиформных месторождений Сu, Pb и Zn в осадоч ных толщах. В ходе второй кислородной революции в неопротерозое сформировались по следние КСКМ, связанные с джеспилитами, а после нее возникли первые КСКМ галита и ка лиево-магниевых солей в морских сульфатно-хлоридных эвапоритах, фосфоритов, а также XVI Международная конференция, Воронеж- существенно интенсифицировалось формирование многих других типов КСКМ, в т.ч. и обу словленных магматизмом, но при этом также, в той или иной степени, завязанных на глу бокоциркулирующие элизионные и вадозные воды: мезотермальные, эпитермальные, пор фировые, вулканогенные колчеданные месторождения.

Все это является свидетельством того, что глобальная металлогеническая эволюция Земли, несомненно, тесно обусловлена ее же глобальной эволюцией как планеты, в недрах которой от самого раннего докембрия к кайнозою снижается общий фон температур, но рас тут градиенты глобальных тепловых полей, изменяются схемы циркуляции вещества на всех уровнях глубинности, нарастает степень его дифференциации с явным трендом к разраста нию континентальной литосферы и интенсифицируются процессы окисления.

ЛИТЕРАТУРА 1. De Launay L. Trait de mtallognie. Gtes minraux et mtallifres: gisements, recherche, production et commerce des minraux utiles et minerais. Librairie Polytechnique, Ch. Branger, Paris-Liege. V. 1. 855 p. V. 2. 801 p. V. 3. 855 p.

2. Смирнов В.И. Эндогенное рудообразование в геологической истории // Геология рудн.

месторожд. 1982. № 4. С. 3-20.

3. Смирнов В.И. Периодичность рудообразования в геологической истории // Доклады к 27-й сессии МГК. Металлогения и рудные месторождения. Т. 12. М.: Наука, 1984.

С. 3-10.

4. Твалчрелидзе Г.А. Металлогения земной коры. М.: Недра, 1985. 160 с.

5. Рундквист Д.В. Эволюция рудообразования во времени // Эволюция геологических про цессов: Докл. сов. геологов на 25-й сессии Междунар. геол. конгресса (Вашингтон, июль 1989 г.). М., 1989. С. 175-183.

6. Рундквист Д.В. Глобальная металлогения // Смирновский сборник-95. М., 1995.

С. 92-123.

7. Рундквист Д.В., Ткачев А.В., Черкасов С.В. и др. Крупные и суперкрупные месторожде ния рудных полезных ископаемых // Глобальные закономерности размещения / Ред. Д.В.

Рундквист. Т. 1. М.: ИГЕМ РАН. 2006. 390 с.

8. Ткачев А.В., Рундквист Д.В. Эволюция формационно-генетических типов крупномас штабных месторождений минерального сырья и видового разнообразия полезных ископаемых в них как отражение тенденций развития глобальной металлогении // Наука и просвещение: к 250-летию Геологического музея РАН. М.: ГГМ РАН, 2009.

С. 209-288.

9. Groves D.I., Goldfarb R.J., Gebre-Mariam M., Hagemann S.G., Robert F. Orogenic gold depos its: a proposed classification in the context of their crustal distribution and relationship to other gold deposit types // Ore Geology Reviews. V. 13. 1998. P. 7-27.

10. Upton B.G.J., Emeleus C.H. Mid-Proterozoic alkaline magmatism in southern Greenland: the Gardar Province // Fitton JG, Upton BGJ (eds): Alkaline igneous rocks. Spec. Publ. Geol. Soc.

V. 30. London, 1987. P. 449-471.

11. Condie K.C. Episodic continental growth and supercontinents: a mantle avalanche connection?

// Earth Planet. Sci. Lett. V. 163. 1998. P. 97-108.

12. Condie K.C. Continental growth during formation of Rodinia at 1.35-0.9 Ga // Gondwana Res.

V. 4. 2001. P. 5-16.

13. Condie K.C. The supercontinent cycle: are there two patterns of cyclicity? // J. African Earth Sci. V. 35. 2002. P. 179-183.

14. Хаин В.Е., Гончаров М.А. Геодинамические циклы и геодинамические системы разного ранга: их соотношение и эволюция в истории Земли // Геотектоника. № 5. 2006.

С. 3-24.

15. Ткачев А.В. Эволюция металлогении гранитных пегматитов в истории Земли в контексте современных данных по геохронологии и геологии месторождений и районов их локали зации // Гранитные пегматиты: проблемы геологической теории и практики. М.: ВИМС.

2008. C. 13-62.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы УДК 550.34. ПОЛЯ НАПРЯЖЕНИЙ АРХИПЕЛАГА ЗЕМЛЯ ФРАНЦА ИОСИФА ПО МОРФОСТРУКТУРНЫМ ДАННЫМ А.И. Трегуб1, Ю.М. Карякин2, Н.Н. Кашкаров Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия, Геологический Институт Российской Академии Наук (ГИН РАН), г. Москва, Россия В последние годы в России и за ее рубежами возрастает интерес к Арктическому шельфу, его геологии и полезным ископаемым. Это, прежде всего, месторождения угле водородного сырья. В настоящее время в пределах российской части Баренцевоморского шельфа открыто пять нефтяных месторождений (Приразломное, Варандей, Медынское, Юж но-Долгинское), три газоконденсатных, среди которых уникальное Штокмановское месторо ждение, три газовых месторождения. Возможно обнаружение новых месторождений. Одним из перспективных регионов на Баренцевоморском шельфе является архипелаг Земля Франца Иосифа. Территория не отличается высокой степенью геологической изученности, но здесь в триасовых отложениях установлены проявления метана и природных битумов, которые рас сматриваются в качестве надежных нефтепоисковых признаков залежей на глубине [1]. Важ но отметить, что проявления тесно связаны с зонами разломов. В связи с чем, изучение раз ломной тектоники архипелага, полей тектонических напряжений и деформаций приобретает особое значение.

Мегаплато Земля Франца-Иосифа отличается исключительной раздробленностью со временного подводного и надводного рельефа. Протяженность его с запада на восток около 400, а с севера на юг 250 км. Архипелаг занимает центральную часть плато и состоит из острова общей площадью более 16 тыс. км2. Максимальные абсолютные отметки островов достигают +620, а глубина проливов 650 м, т.е. значительно больше, чем глубина прилегаю щей части шельфа. Более двух третей территории архипелага покрыто ледниками. В преде лах архипелага в естественных обнажениях вскрываются осадки кайнозоя, вулканогенно осадочные отложения мелового возраста, терригенные породы юры, верхнего триаса и юр ско-меловые гипабиссальные интрузии основного состава. Параметрическими скважинами, кроме того, вскрыты осадочные отложения среднего и нижнего триаса, терригенные и кар бонатные породы каменноугольного возраста и метаморфические породы складчатого осно вания (венд). По всему разрезу отмечаются образования дайкового комплекса [2].

В пределах мегаплато Земля Франца-Иосифа выделяются три структурно-форма ционные зоны (рис. 1). Эти зоны проявляются уже в среднем палеозое, хорошо выражены в физических полях, их очертания прослеживаются в современном надводно-подводном рель ефе, что говорит о длительном унаследованном существовании. Зоны вытянуты в северо восточном направлении [2].

Александровская структурно-формационная зона охватывает всю северо-западную часть мегаплато. Для зоны характерна относительно небольшая мощность вулканогенно осадочного чехла (1-3 км), лишь в узких грабенах она достигает 4,5 км. Поверхность фунда мента сильно расчленена и представляет собой сочетание относительно приподнятых и опу щенных блоков. В разрезах отмечаются несколько крупных перерывов в осадконакоплении.

В результате этого на большей части Александровской зоны в разрезе отсутствуют отложе ния перми, верхнего триаса и юры. Здесь же отмечается максимальное проявление раннеме лового вулканизма и траппового магматизма.

XVI Международная конференция, Воронеж- Рис. 1. Архипелаг Земли Франца Иосифа. Структурно-формационные зоны (цифры в кружках): – Александровская;

2 – Вильчековская;

3 – Сальминская. По [2] с сокращениями Вильчековская структурно-формационная зона занимает юго-восточную часть архи пелага. Для Вильчековской структурно-формационной зоны характерна большая и ус тойчивая мощность осадочного чехла, достигающая в максимально погруженной части км. Здесь отмечен наиболее полный разрез геологических формаций с небольшим количест вом стратиграфических перерывов. Мезозойские терригенные отложения характеризуются ярко выраженным трансгрессивно-регрессивным строением разрезов.

Сальминская структурно-формационная зона охватывает одноименное валообразное поднятие, которое окаймляет архипелаг с юго-востока и отделяет его от Восточно-Барен цевской и Северо-Баренцевской впадин. Поднятие расположено, в основном, в шельфовой об ласти и захватывает лишь частично острова Сальм и Вильчека. Мощность осадочного чехла занимает здесь промежуточное положение по сравнению с предыдущими зонами и составляет 5-6 км. Отмечается значительное увеличение мощности юрских и нижнемеловых отложений.

Широко распространенный на архипелаге раннемеловой вулканизм проявился в этой области наименее отчетливо, а базальтовые покровы и туфы, по-видимому, полностью эродированы.

В качестве основы для структурного дешифрирования была использована батиметри ческая карта архипелага и прилегающей территории, совмещенная с топографической картой (для островной суши). Карта отражает рельеф в основном эрозионно-тектонического проис хождения, проработанный экзарационными процессами в эпохи разрастания ледников, испы тавший к тому же значительное подтопление вследствие голоценовой гляциоэвстатической трансгрессии. Немаловажное значение имели и изостатические поднятия территории после снятия ледниковой нагрузки. Формирование рельефа отвечает неотектоническому (неоген четвертичному) этапу развития территории, поэтому можно допустить, что выделенные при структурном дешифрировании батиметрической карты линеаменты статистически отражают разрывные нарушения новейшего времени. Поскольку при дешифрировании выделялись Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы лишь прямолинейные элементы геоморфологического ландшафта, можно допустить также, что они отражают вертикальную трещинноватость, сколовая компонента которой фиксирует параметры горизонтальной составляющей поля тектонических напряжений. Таким образом, временные рамки схемы структурного дешифрирования и время действия изучаемого поля тектонических напряжений можно ограничить неотектоническим этапом. Используя пара метры этого поля, можно, в свою очередь, получить возможную характеристику поля дефор маций, выраженную в кинематике разломных зон.

Используя окна осреднения квадратной формы, на исследуемой территории были из мерены ориентировки линеаментов и составлены гистограммы ориентационных распределе ний различных систем. По методике П.Н. Николаева [3], разработанной для изучения трещи новатости в обнажениях, были получены данные о сопряжённых системах линеаментов. По этим системам, в соответствии с методикой М.В. Гзовского [4] установлены ориентировки осей сжатия горизонтальной составляющей поля напряжений. Предполагаемое положение разломных зон определено по участкам линейного повышения плотности линеаментов, а их предполагаемая кинематика по соотношению с ориентировками осей сжатия.

Рис. 2. Поле неотектонических напряжений архипелага Земли Франца Иосифа Анализ полученных результатов позволяет сделать вывод о том, что в целом для ар хипелага преобладает фоновая ориентировка оси сжатия северо-восточного направления, примерно перпендикулярная к простиранию осевой зоны хребта Гаккеля. Вместе с тем, для выделяющихся отдельных блоков отмечается изменение параметров поля напряжений (рис. 2). Александровская структурно-формационная зона в поперечном направлении разло мами северо-западной ориентировки разбита на несколько блоков. Каждый из них обладает XVI Международная конференция, Воронеж- своими особенностями ориентировки осей сжатия. Северо-западная часть структурно формационной зоны испытывает сжатие в устойчивом северо-западном направлении (СЗ 290°). Ее центральная часть характеризуется сжатием преимущественно в северо-восточном направлении (СВ 55°), а юго-западная, отличающаяся наибольшей раздробленностью, обла дает сложной неоднородной структурой поля, в которой сочетаются субмеридиональная (СВ 5°), субширотная (СЗ 270 -275°), северо-западная (СЗ 340°) и северо-восточная (СВ 25°) ори ентировки оси сжатия.

Юго-западная часть Вильчековской структурно-формационной зоны характеризуется устойчивой широтной ориентировкой оси сжатия, а ее остальная площадь неоднородным по лем с некоторым преобладанием северо-восточного ( СВ 20°) простирания оси.

Неоднородным полем обладает Сальминская структурно-формационная зона, в кото рой простирание оси сжатия изменяется в широких пределах.

Характеристика поля неотектонических деформаций в контурах зон динамического влияния наиболее крупных разломов имеет в целом различный характер, часто меняющийся по простиранию зон в зависимости от изменения параметров поля напряжений. Вместе с тем, можно предположить, что системы разломов северо-западного направления, развиваясь пре имущественно в условиях сжатия и транспрессии, формировались по типу взбросов, взбросо сдвигов, а разломы северо-восточной ориентировки – преимущественно в условиях растяже ния и транстенсии образованы сбросами с возможной сдвиговой составляющей. Они должны отличаться повышенной проницаемостью. Полученные выводы носят предварительный ха рактер и нуждаются в подтверждении другими методами.

ЛИТЕРАТУРА 1. Клубов Б.А. Природные битумы Земли Франца Иосифа – надежный нефтепоисковый признак морей / Б.А. Клубов, И.Ю. Винокуров // Геология нефти и газа. № 2. 1989.

С. 6-9.

2. Арктические и дальневосточные моря. Книга 1. Арктические моря. Т. 5. – СПб: ВСЕГЕИ, 2004. – 456 с.

3. Николаев П. Н. Методика тектоно-динамического анализа / П.Н. Николаев. М., 1992.

295 с.

4. Гзовский М.В. Основы тектонофизитки / М.В. Гзовский. – М., 1975. – 536 с.

УДК 550.34. СООТНОШЕНИЕ СЕЙСМИЧЕСКИХ ШУМОВ С ПОЛЕМ ПРИПОВЕРХНОСТНОЙ ТРЕЩИНОВАТОСТИ ЮГО-ВОСТОКА ВОРОНЕЖСКОГО КРИСТАЛЛИЧЕСКОГО МАССИВА А.И. Трегуб1, Р.А.Орлов Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия;

Лаборатория сейсмического мониторинга Воронежского кристаллического массива Геофизической службы Российской Академии наук (ЛСМ ВКМ ГС РАН), г. Воронеж, Россия Последние десять лет сейсмической лабораторией ВКМ ГС РАН в пределах Воронеж ского кристаллического массива (ВКМ) проводятся исследования по изучению параметров сейсмического шума. Измерения проводились сейсмостанциями SDAS с датчиками СМЗ-ОС в частотном диапазоне 0.02-8.0 Гц. Анализ амплитуд сейсмического шума в сочетании с час тотой позволил оценить глубину слоя, определяющего распределение амплитуд [1]. При ско рости поверхностных волн в кристаллическом фундаменте на территории ВКМ около 3 км/с, Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы глубина оценивается величиной около 1.2 км [2]. Различия в свойствах геологической среды на этих глубинах можно объяснить, в первую очередь, повышенной дезинтеграцией кристал лических пород в зонах разломов. Изменения в параметрах шумов в наиболее общих чертах коррелируются с новейшей тектоникой региона [2].

Новейшие (неоген-четвертичные [3]) движения в чистом виде зафиксированы в при поверхностном неоген-четвертичном структурно-вещественном комплексе. На уровне оса дочного чехла новейшие деформации наложены на структуры, формировавшиеся в продол жение различных этапов фанерозоя. В кристаллическом фундаменте они осложняют струк туры, основной этап образования которых завершился в конце раннего протерозоя. В даль нейшем структура фундамента подвергалась преобразованию рифтогенными процессами ав лакогенной стадии развития платформы в позднем протерозое, движениями, связанными с формированием ее осадочного чехла. В земной коре кристаллический фундамент может быть поставлен в соответствие верхнекоровому слою [4], особенностью которого на плитной ста дии развития является возможность сохранения складчато-надвиговых структур коллизион ного этапа докембрийской истории платформы. Этому способствует в целом слабый тепло вой поток, отсутствие мощных динамических воздействий. Главными структурами этого хрупкого слоя являются разломы, разбивающие фундамент на блоки различных размеров. На уровне нижней коры, подверженной более существенному тепловому воздействию со сторо ны верхней мантии, преобладают, по-видимому, пластические деформации, вследствие кото рых реликтовая структура коллизионной стадии сохраняется в существенно меньшей степе ни.

Район исследований расположен на стыке двух крупнейших неотектонических эле ментов (элементов первого порядка): Среднерусского поднятия и Окско-Донской депрессии [5]. На уровне фундамента они характеризуются отчетливо выраженными разломными огра ничениями, что позволяет отнести их к сводово-глыбовым структурам корового уровня [6].

Внутри этих структур выделены элементы более высоких порядков. В генетическом отноше нии они могут быть отнесены к структурам штампового типа. В пределах исследованной территории непосредственно в неоген-четвертичном структурно-вещественном комплексе их границы выражены пологими флексурами, линейными прогибами, часто осложняющимися локальными впадинами и поднятиями. В большинстве случаев эти парагенезы отвечают на чальным (пликативным) стадиям развития областей динамического влияния разломов [7] и обладают значительной шириной, малой амплитудой и слабой контрастностью движений в их пределах. Штамповые структуры неоген-четвертичного комплекса характеризуются тес ной связью с неоднородностями в строении докембрийского основания [6]. Глубина залега ния кристаллического фундамента в пределах района исследований изменяется от 600-800 м (на крыльях) до 50 м и менее в присводовой части. В современной структуре фундамента Ок ско-Донская депрессия в целом сопоставляется с северо-восточной частью Хоперского ме габлока, сложенной нижнепротерозойскими флишоидными образованиями воронцовской се рии. Среднерусское поднятие в фундаменте соответствует мегаблоку КМА [8].

В неотектонике характеризуемой площади наиболее важное значение имеют разлом ные зоны, к которым приурочены Салтыковский и Кривоборский линейные прогибы, кото рые ориентированы в субмеридиональном направлении. Они отделяют Среднерусское под нятие от Окско-Донской депрессии. Образование прогибов происходило в условиях широт ного растяжения. Сходными кинематическими параметрами обладает и более молодой (плиоцен-четвертичный) Павловско-Мамонский линейный прогиб на границе Калачского и Острогожского поднятий. Субширотные зоны, выраженные Ливенско-Ефременский проги бом (на границе Трубетчинской и Кшень-Оскольской террас) и Масальский прогибом (огра ничивающим с севера Калачское поднятие), имеют сложную инфраструктуру, обусловлен ную сочетанием локальных впадин и поднятий.

Для изучения связи параметров сейсмического шума с геологическим строением были выбраны наиболее устойчивые к временным вариациям и мало зависящие от техногенных помех сейсмические колебания в диапазоне частот 0.7-1.4 Гц [9]. В результате ранее прове денных исследований [2] сделано предположение, что наиболее резко в параметрах сейсми XVI Международная конференция, Воронеж- ческого шума выражены области разуплотнения, приуроченные к зонам разломов в фунда менте и комплексам надразломных структурных парагенезов в осадочном чехле. Эти области сопоставляются с повышенной трещиноватостью горных пород.

В осадочных породах первичные, или диагенетические трещины, возникают преиму щественно в процессе диагенеза. Механизм зарождения диагенетической трещиноватости связывается с образованием структуры в изначально бесструктурной системе и объясняется самоорганизацией этой системы при потере ею устойчивости [10]. Причина неустойчивости заключается в способности осадков к разупрочнению при достижении деформацией некото рого критического уровня. Совокупный эффект этих процессов выражается в прогрессивном увеличении по мере литификации значения пикового касательного напряжения, соответст вующего критической деформации сдвига и уменьшении при этом самой величины этой кри тической деформации. В качестве общей причины горизонтальных деформаций рассматрива ется деформация подстилающего слоя. В осадочном слое образуется регулярная макрострук тура, представленная тонкими субвертикальными слоями локализации пластических дефор маций, которая образует рисунок трещиноватости после окончания литификации. Таким об разом, первичная трещиноватость в осадочных породах обусловлена возникновением регу лярной макроструктуры в результате одновременного протекания литификации осадочного слоя и его горизонтального деформирования, совместного с деформированием подстилаю щего слоя. Локализационная неустойчивость обеспечивает зарождение трещиноватости.

Системы трещин в осадочных породах определенного возраста несут информацию о тензоре палеонапряжений, действовавших в период литификации породы.

Для характеризуемой территории приповерхностная трещиноватость была изучена в естественных обнажениях и карьерах. При этом в северо-западной части территории (до юж ной границы Липецкой области) на Среднерусском поднятии основное влияние на формиро вание приповерхностной трещиноватой зоны оказывают известняки и доломиты девона.

Южнее (район Воронежа) это влияние переходит к карбонатным породам верхнего мела. На юге Среднерусского поднятия и на Калачском поднятии приповерхностная трещиноватость сформирована в песчано-глинистых отложениях палеогена. В области Окско-Донской де прессии главное значение принадлежит неогеновым песчано-глинистым образованиям. Сре ди четвертичных отложений наибольшее значение имеют покровные суглинки.

В большинстве изученных обнажений преобладают субвертикальные и субгоризон тальные трещины. Обобщение данных по ориентировке трещин для пород различного воз раста позволяет выявить определенные закономерности. В породах девона преобладают сис темы СЗ 305-325° и СВ 5-10°.

Сводная диаграмма простираний трещин в верхнем мелу характеризуется наличием двух наиболее интенсивно выраженных лучей в направлении СЗ 320° и СВ 30°. Локализуют ся и другие направления (СЗ 290-300°, В 90° ), но они имеют меньшее значение. Преоблада ние вертикальных трещин с северо-западным и северо-восточным направлениями характерно для верхнего мела и в отдельно взятых обнажениях, однако простирание основных лучей здесь может отклоняться от преобладающих направлений сводной диаграммы.

Трещиноватость палеогена характеризуется несколькими преобладающими система ми: СЗ 280°, СЗ 320-340°, СВ 20°, СВ 40-60°. Система СЗ 280° характеризуется максимальной интенсивностью развития. На втором месте находится система СЗ 320-340°.

Трещиноватость в породах миоцена имеет несколько направлений: СЗ 280°, С 0°, СЗ 320°, СВ 20°, СВ 40° и СВ 60°. Первые две системы преобладают и примерно равны по ин тенсивности образуемых лучей.

Трещиноватость в покровных четвертичных суглинках выражена достаточно отчетли во. Преобладают вертикальные и горизонтальные трещины, которые обусловливают столб чатую отдельность с различными размерами блоков. Наиболее отчетливо выраженные блоки имеют вид вытянутых по вертикали четырех-, пяти-, реже шестигранных призм высотой до 0,9 м и шириной около 0,4 м. Поверхность трещин ровная, иногда с зеркалами скольжения, имеющими, по-видимому, гравитационную природу. В верхних частях обнажений столбча Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы тая отдельность теряет ясность очертаний, сменяется мелкооскольчатой отдельностью. На сводной диаграмме простираний трещин выделяется несколько преобладающих направле ний. Наиболее интенсивный луч наблюдается в широтном направлении. Системы СВ 20° и СЗ 320° развиты примерно в равной степени и занимают второе место по интенсивности.

Менее четко обособлены системы СВ 40°, СВ 60°, а также СЗ 340° и СЗ 300°.

Сопоставление результатов структурного дешифрирования МДС с данными полевых наблюдений показывает, что поле линеаментов статистически отражает приповерхностную трещиноватость [6]. Для выяснения возможной связи сейсмического шума с приповерхност ной трещиноватостью результаты структурного дешифрирования (карта осей аномалий плотности линеаментов различных систем [6]) были подвергнуты статистической обработке.

С использованием скользящего окна осреднения квадратной формы, площадью 625 км была составлена карта плотности осей аномалий. Эта карта совмещена с картой параметров сейс мического шума (рис. 1). Анализ такого совмещения показывает вполне определенную связь аномалий сейсмического шума с областями повышенной приповерхностной трещиноватости.

Имеющиеся отклонения могут быть обусловлены разными причинами. Первая из них, по видимому, заключается в том, что мощность активного слоя – источника шумов, как указы валось ранее, примерно равна 1200 м, в то время как средняя мощность зоны приповерхност ной трещиноватости соответствует средней мощности зоны морфогенеза и не превышает 50 м.

Рис. 1. Соотношение сейсмических шумов и трещиноватости. Составляющие сейсмического шу ма: 1 – горизонтальная;


2 – вертикальная. Плотность линеаментов: 3 – 0, 16;

4 – от 0,12 до 0,16;

5 – более 0, XVI Международная конференция, Воронеж- Кроме того, следует иметь в виду, что линеаменты отражают не всю имеющуюся в породах трещиноватость, а только ее вертикальную компоненту. При этом, важное значение имеет и анизотропия геоморфологического ландшафта, вследствие которой степень отраже ния трещиноватости оказывается избирательной.

Таким образом, проведенные исследования подтверждают ранее сделанное предполо жение о связи аномалий сейсмического шума с участками повышенной проницаемости по род. Такие участки, кроме того, приурочены в целом к границам неотектонических структур в осадочном чехле и кристаллическом фундаменте.

ЛИТЕРАТУРА 1. Хаврошкин О.Б. Некоторые проблемы нелинейной сейсмологии / О.Б. Хорюшкин. М.:

ОИФЗ РАН, 1999. 286 с.

2. Орлов Р.А. Отражение в сейсмических шумах неотектонических структур Воронежского кристаллического массива / Р.А. Орлов, А.И. Трегуб //ДАН. Т. 426. № 3. 2009.

С. 393-396.

3. Николаев Н.И. Неотектоника и ее выражение в структуре и рельефе территории СССР (вопросы региональной и теоретической неотектоники) / Н.И. Николаев. – М.: Госгео лтехиздат, 1962. – 392 с.

4. Леонов Ю.Г. Платформенная тектоника в свете представлений о тектонической расслоен ности земной коры / Ю.Г. Леонов // Геотектоника. № 6. 1991. С. 3-20.

5. Раскатов Г.И. Геоморфология и неотектоника территории Воронежской антеклизы. Во ронеж: Изд-во Воронеж. ун-та, 1969. 164 с.

6. Трегуб А.И. Неотектоника территории Воронежского кристаллического массива // Тр.

НИИ геологии Воронежского госуниверситета. – Вып. 9. Воронеж: изд-во ВГУ, 2002.

220 с.

7. Шерман С.И. Области динамического влияния разломов (результаты моделирования) / С.И. Шерман, С.А. Борняков, В.Ю. Буддо. Новосибирск: Наука, 1983. 112 с.

8. Ненахов В.М. Минерагенические исследования территорий с двухъярусным строением (на примере Воронежского кристаллического массива) / В.М. Ненахов, Ю.Н. Стрик, А.И.

Трегуб, В.М. Холин, М.И. Шабалин. М.: ГЕОКАРТ, ГЕОС, 2007. 284 с.

9. Сафронич И.Н. Некоторые особенности микросейсмического процесса в пределах регио нальных структурно-тектонических элементов Воронежского кристаллического массива/ И.Н. Сафронич, Л.И. Надежка // ДАН. Т. 418. № 5. 2008. С. 689-692.

10. Белоусов Т.П. Делимость земной коры и палеонапряжения в сейсмоактивных и нефте газоносных регионах Земли / Т.П. Белоусов, С.Ф. Куртасов, Ш.А. Мухамедиев. М.:

ОИФЗ РАН, 1997. 324 с.

УДК 550.34. НЕОТЕКТОНИКА И СОВРЕМКННЫЕ ЭКЗОГЕННЫЕ ГЕОДИНАМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ С-В КРЫЛА ВОРОНЕЖСКОЙ АНТЕКЛИЗЫ С.А. Трегуб, Н.А. Корабельников, А.И. Трегуб Воронежский государственный университет, г. Воронеж, Россия В продолжение неотектонического этапа образовался современный рельеф, который определяет перепадами высот (потенциальной энергией) кинетическую энергию современ ных экзогенных геодинамических процессов (ЭГП). При изучении неотектоники северо восточного крыла Воронежской антеклизы использовались данные: по геологии новейших Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы отложений, по деформациям разновозрастных поверхностей выравнивания, данные морфо метрического и морфографического анализов [1]. Морфометрический анализ проведен с ис пользованием стохастических моделей рельефа [2]. Это позволило установить тенденции в его развитии и общий тренд развития современных ЭГП. Кроме того, изучение интенсивно сти вертикальных движений позволяет определить мощность зоны гипергенеза, а через нее литологический состав пород и связанный с ним набор возможных проявлений опасных ЭГП.

Исследуемая территория расположена в пределах неотектонических структур первого порядка [3]: Среднерусского поднятия (антеклизы) и Окско-Донской депрессии (впадины).

В пределах той части северо-восточного крыла Воронежской антеклизы, на которой проведены исследования, Среднерусское поднятие образовано структурами второго порядка (рис. 1): Новосильским поднятием, Трубетчинской и Кшень-Оскольской структурными тер расами, Елецко-Ливенским прогибом.

Рис. 1. Схема неотектонического районирования. 1 – граница Среднерусского поднятия и Окско Донской депрессии;

2 – границы структур второго порядка;

3 – структуры второго порядка (цифры в кружках): 1 – Новосильское поднятие;

2 – Трубетчинская структурная терраса;

3 – Кшень Оскольская структурная тераса;

4 – Елецко-Ливенский прогиб;

5 – Салтыковский прогиб;

6 – Криво борский прогиб;

7 – Шукавкинское поднятие Новосильское поднятие представлено юго-восточным крылом (правобережная часть бассейна Дона до устья Сосны и левобережье Сосны). Величина суммарных новейших тек тонических движений (с учетом эвстатических изменений уровня Мирового океана) здесь в среднем составляет +140 м, увеличиваясь на локальных поднятиях до +150 и +160 м [4]. Вы сота вершинной поверхности изменяется в диапазоне 200-220 м (увеличиваясь на локальных поднятиях до 240 и более метров). Показатели потенциальной энергии рельефа (при площади окон осреднения 4 км2) изменяются в среднем от 40 до 60, локально возрастая до 80 м/км2.

В наддолинном разрезе зоны гипергенеза в строении четвертичного комплекса при нимают участие ледниковые и водно-ледниковые отложения, перекрытые лессово почвенными образованиями. Они плащеобразно перекрывают водоразделы на абсолютных высотах около 180 м и выше. Ниже 180 м морена размыта. Морена образует локальные водо упоры и обусловливает развитие оползней и верховых болот. Водно-ледниковые отложения перекрывают морену на абсолютных отметках около 200 м. Они обводнены, что усиливает возможность образования оползней в верховьях овражно-балочных долинных систем. В за падной части поднятия отсутствует морена, водно-ледниковые супесчаные отложения сохра нились лишь на абсолютных высотах около 220 м, залегают на коренных породах.

В долинном комплексе четвертичные отложения представлены балочным аллювием, а также аллювием малых рек, слагающим поймы и низкие надпойменные террасы.

XVI Международная конференция, Воронеж- Разрез дочетвертичных отложений в зоне гипергенеза в восточной части территории сформирован тремя литологическими комплексами отложений. Нижний комплекс представ лен карбонатными породами различных горизонтов верхнего фамена. Средний – существен но глинистыми отложениями: нижнего карбона (турнейский и визейский ярусы), средней и верхней юры, нижнего мела. Верхний – песчаными образованиями аптского и альбского яру сов нижнего мела. Породы нижнего комплекса (известняки, доломиты, мергели) залегают под четвертичными отложениями (а местами выходят на дневную поверхность) в основании склонов, в днищах крупных балочных долин, а также долин малых рек. Эти породы обуслав ливают возможность развития карстовых процессов. Средний комплекс выходит под четвер тичным покровом преимущественно на склонах долин крупных балок и малых рек. С его распространением связаны оползневые процессы и заболачивание. Верхний (песчаный) ли тологический комплекс распространен преимущественно на водоразделах и, будучи ограни чен снизу водоупорами среднего комплекса, может быть водовмещающим для грунтовых и пластовых вод.

Литогенетическая трещиноватость осадочного чехла характеризуется наличием не скольких систем, среди которых в восточной части территории преобладает субмеридио нальная, а в западной – северо-западная. В геоморфологическом ландшафте отражаются в основном трещины известняков, доломитов девонского возраста.

Наиболее крупная область динамического влияния разломов фундамента в осадочном чехле фиксирует юго-восточную границу Новосильского поднятия и в восточной части тер ритории проходит в целом вдоль долины Дона. Ее ширина колеблется от 5 до 10 км. В до кембрийском фундаменте она соответствует окончанию Землянско-Задонской зоны разло мов. На неотектоническом этапе в ее кинематике проявляется сбросовый тип инфраструкту ры. Эти параметры поля тектонических напряжений объясняют наиболее отчетливое прояв ление субмеридиональных литогенетических трещин, обуславливающих общую направлен ность возможных ориентировок карстовых форм, а в отложениях среднего комплекса пре имущественное положение оползневых стенок срыва.

Трубетчинская структурная терраса ориентирована меридионально. Величина вер тикальных новейших тектонических движений в ее пределах с учетом эвстатических измене ний уровня Мирового океана составляет 75 м [1]. Высота вершинной поверхности около 200 м. Показатели энергии рельефа (при площади окон осреднения 4 км2) изменяются от до 45 м/км2, локально возрастая до 60 м/км2. Показатель асимметрии распределения высот изменяется от 1 до 0,5, характеризуя расчленение рельефа в условиях слабых поднятий, приводящих к росту энергии рельефа.

В наддолинном разрезе зоны гипергенеза в четвертичные отложения представлены покровными суглинками, мощностью 3-5 м, которые залегают на морене донского горизонта.

Мощность морены 5-10 м. Ее подошва располагается на абсолютных отметках в среднем 165 м. В северной части Трубетчинской структурной террасы водно-ледниковые отложения практически отсутствуют, а в южной они распространены небольшими пятнами.

Дочетвертичные отложения в северной части Трубетчинской структурной террасы в зоне гипергенеза образованы, также как в области Новосильского поднятия, тремя литологи ческими комплексами. Нижний (карбонатный) выходит только в днищах малых рек и круп ных балочных долин. Средний комплекс образован существенно глинистыми породами не окомского надъяруса, который местами подстилается юрскими и каменноугольными отло жениями. На основной площади в наддолинном рельефе распространены аптские и альбские песчаные отложения с линзами и прослоями конкреционных песчаников. Местами они пере крываются также песчаным неогеновым аллювием, вместе с которым образуют третий (верхний) комплекс пород. Литогенетическая трещиноватость примерно в равной степени представлена двумя системами: северо-западной и северо-восточной. В северной части структурной террасы отмечается заметное увеличение и доли субширотных трещин. Среди ЭГП основное значение имеют оползни и линейная водная эрозия.


Кшень-Оскольская структурная терраса на исследуемой территории представлена северо-восточной частью. Величина вертикальных новейших движений с учетом эвстатиче Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы ских изменений уровня Мирового океана изменяется от 80 до 100 м [1]. Высота вершинной поверхности в среднем составляет 200 м. Показатели потенциальной энергии рельефа изме няются в среднем от 35 до 40 м/км2, локально возрастая до 60 м/км2. Асимметрия распреде ления высот характеризуется коэффициентом от 0,5 до 1,0 и указывает на режим увеличи вающегося расчленения территории в условиях слабых поднятий.

Западная часть террасы расположена во внеледниковой области. На водоразделах здесь разрез образован покровными суглинками. В восточной части территории под чехлом покровных суглинков залегает морена донского горизонта. Местами она перекрыта водно ледниковыми отложениями. В долинном комплексе распространен аллювий поймы и четы рех надпойменных террас. Дочетвертичные образования разреза зоны гипергенеза в восточ ной части территории представлены тремя литологическими комплексами. Нижний из них наблюдается только в наиболее глубоких эрозионных долинах. Он представлен известняками верхнего девона. Средний – сформирован неокомскими существенно глинистыми отложе ниями, а верхний – песками апта, альба. В западной части территории разрез верхнего ком плекса дополняется песчаными и песчано-карбонатными отложениями верхнего мела (сено ман – сантон), а также песками и глинами верхнего олигоцена нижнего миоцена, которые распространены на самых высоких водоразделах. В долинах отмечаются аллювиальные от ложения верхнего плиоцена.

Литогенетическая трещиноватость характеризуется преимущественным распростране нием двух систем: северо-западной и северо-восточной.

Среди основных видов ЭГП развиты карбонатный карст, суффозия и водная эрозия.

Елецко – Ливенский прогиб окаймляет с юга Новосильское поднятие. Суммарная вели чина вертикальных новейших движений в его пределах с учетом эвстатических изменений уровня Мирового океана изменяется от +50 до +75 м [1]. Высота вершинной поверхности в среднем составляет 170 м. Показатели потенциальной энергии рельефа изменяются от 35 до 55 м/км2, локально возрастая до 75 м/км2. Асимметрия распределения высот характеризуется большой изменчивостью по площади и колеблется от 0,5 (расчленение в условиях слабых поднятий) до +1 (выравнивание в условиях устойчивого погружения).

В наддолинном разрезе зоны гипергенеза в четвертичном комплексе принимают уча стие ледниковые и водно-ледниковые отложения, перекрытые лессово-почвенными образо ваниями.

В долине р. Сосны, а также в ее крупных притоках широко развиты четыре надпой менные террасы и пойма, сформированные песчаными, суглинистыми отложениями.

Среди дочетвертичных пород важнейшее значение приобретают породы нижнего (карбонатного) комплекса верхнего фамена. В поле литогенетической трещиноватости про гиб характеризуется достаточно равномерным распространением трещин северо-западного и северо-восточного направлений. Главными ЭГП являются процессы карбонатного карста.

Среди более мелких структур Окско-Донской впадины выделены: Салтыковский и Кривоборский прогибы, а также Шукавкинское поднятие [3].

Суммарная величина вертикальных новейших тектонических движений в обоих проги бах не выходит за пределы 0 м [1]. Высота вершинной поверхности в среднем составляет 150 м. Показатели потенциальной энергии рельефа изменяются от 10 до 30. В разрезе зоны гипергенеза в четвертичном комплексе принимают участие аллювиальные отложения широ кого возрастного диапазона (эоплейстоцена, неоплейстоцена и голоцена), водно-ледниковые отложения нижнего неоплейстоцена. Морена донского горизонта распространена в меньшей степени и фиксируется в основном по западным крыльям прогибов.

Дочетвертичные отложения формируют вместе с четвертичными образованиями еди ный литологический существенно песчаный комплекс. В зоне гипергенеза они представлены плиоценовым аллювием, залегающим на размытой поверхности девонских известняков.

Литогенетическая трещиноватость на площади прогибов характеризуется некоторым преобладанием систем северо-восточного простирания, совпадающего с общей ориентиров кой осей прогибов. Среди ЭГП основную роль играют суффозия и заболачивание.

XVI Международная конференция, Воронеж- Шукавкинское поднятие представлено частью северо-западного крыла. Суммарная величина вертикальных новейших тектонических движений в его пределах изменяется от до +25 м [1]. Высота вершинной поверхности в среднем 180 м. Показатели потенциальной энергии рельефа в восточной части территории не превышают 5 м на км2, а в западной – 15 м на км2. Показатель асимметрии распределения высот в восточной части в среднем равен 0, а в западной 0,5. Для западной характерны условия слабо возрастающего вертикального рас членения, для восточной – динамического равновесия с тенденцией к выравниванию рельефа в условиях повышающегося базиса эрозии.

В разрезе зоны гипергенеза восточной части территории четвертичные отложения представлены флювиогляциальными и лимногляциальными отложениями, залегающими на донской морене. Они перекрываются суглинками. В восточной части распространены озер но-ледниковые, аллювиально-озерные отложения, залегающие в основном на коренных по родах. В речных и балочных долинах распространен аллювий четырех надпойменных террас и поймы.

Разрез дочетвертичных отложений в восточной части образован в основном песками и глинами усманской серии плиоцена. В западной части территории структура дочетвертичных образований более сложная, включающая песчаные отложения миоцена и плиоцена, а также существенно глинистые породы неокомского надъяруса нижнего мела. Наибольшим разви тием среди ЭГП пользуются просадочные явления, представленные степными блюдцами и суффозией.

Таким образом, анализ условий проявлений экзогенных процессов показывает, что новейшая тектоника выступает в качестве ведущего фактора в развитии ЭГП северо-восточ ного крыла антеклизы.

ЛИТЕРАТУРА 1. Трегуб А.И. Неотектоника территории Воронежского кристаллического массива / А. И.

Трегуб // Тр. НИИ геологии Воронежского госуниверситета. – Вып. 9. Воронеж: изд-во ВГУ, 2002. 220 с.

2. Трегуб А.И. Морфометрия современной поверхности и неотектоническая структура тер ритории ВКМ / А.И. Трегуб, О.В. Жаворонкин // Вестн. Воронеж. ун-та. Сер. геологич.

№ 9. Воронеж: изд-во Воронеж. ун-та, 2000. С. 19-26.

3. Раскатов Г.И. Геоморфология и неотектоника территории Воронежской антеклизы / Г.И.

Раскатов. – Воронеж, 1969. – 164 с.

4. Трегуб А.И. Прогноз техногенной активизации опасных экзогенных геологических про цессов на территории ЦЧО: методические аспекты / А.И. Трегуб, Н.А. Корабельников, С.А. Трегуб // Экологическая геология: научно-практические, медицинские и экономико правовые аспекты: Мат. Междунар. Конференции. – Воронеж, 2009. С. 223-226.

УДК 551.248.1(470.67) НЕОТЕКТОНИКА И ФОРМИРОВАНИЕ РЕЧНОЙ СИСТЕМЫ ВОСТОЧНОГО КАВКАЗА (ДАГЕСТАН) Е.В. Тулышева, В.У. Мацапулин, С.И. Исаков Институт геологии Дагестанский научный центр РАН, г. Махачкала, Россия Становление современного рельефа Кавказа связано с движениями неоген-четвер тичного времени, приведших к формированию тектонических структур, как унаследованных, так и современных.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы За начало неотектонической стадии для Кавказа большинство исследователей прини мают верхний сармат, когда начинается резкое усиление движений, обусловленное проявле нием предмэотической (аттической) орофазы. В дальнейшем движения возобновляются в предакчагыльскую (роданскую), предбакинскую (валахскую) и предсреднечетвертичную (пассаданскую или калинскую) орофазы и длятся до голоцена. На юго-восточном Кавказе некоторые исследователи (Б.А. Будагов и др.) обосновывают начало неотектонического эта па с верхнего плиоцена. Большинство структурных форм на Кавказе завершает свое интен сивное развитие в неогене. В четвертичное время происходит оживление некоторых глав нейших разрывов и глубинных разломов, завершение формирования отдельных складчатых структур. Естественным рубежом между неогеновой (сармат-плиоценовой) и четвертичной подстадиями является пенепленизация в апшероне.

Таким образом, с позднего сармата наступает орогенный этап развития Большого Кав каза, что накладывает отпечаток на все процессы в регионе. Выделяются стадии неотектони ческого развития: поздний сармат, конец понтического века. Начало акчагыла характеризу ется энергичными тектоническими движениями, определяющими позднеакчагыл апшеронскую стадию развития. Завершающая стадия отвечает раннему плейстоцен-голоцену – времени формирования окончательного современного облика рельефа в осевой зоне меган тиклинория Восточного Кавказа.

Лишь с позднего сармата, начинающего собой оргенный этап в развитии Большого Кавказа, центральная часть его была вовлечена в энергичное воздымание в меотисе, которое распространилась в восточном направлении. С этого времени отчетливо фиксируется рост орогена и формирование складок.

Последовавшее в предакчагыльское время усиление орогенических движений, наи более крупных в истории альпийского тектогенеза, привело к расширению горного сооруже ния. При этом поднятие охватило и предгорья, включая территорию современного Терско Каспийского прогиба. Сравнительно спокойный рельеф предгорного типа, существовавшей на территории Северного Кавказа, сменился низкогорным эрозионным. Этому способствова ло резкое поднятие базиса эрозии рек Каспийского бассейна. Общее поднятие складчатого сооружения Большого Кавказа сопровождалось региональным тектоническим подвигом с юга. В пределах северного склона Большого Кавказа обширные площади были заняты на клонными аллювиальными равнинами.

Рубеж между апшероном и ранним плейстоценом являются фазой новой, весьма су щественной тектонической активизации и формирования рельефа региона. В условиях суб меридионального сжатия происходит обновление раннее существовавших разрывов и воз никновение новых, смещающих отложения акчагыл-апшерона. Во многих случаях раннепле стоценовый возраст сбросов и сдвигов, благодаря смещению террасовых уровней, устанав ливается вполне определенно в долинах рр. Аргун, Аксай, Яман-Су, Ярык-Су, Шура-Озень и далее до р. Уллучай. Современная тектоническая структура региона была сформирована в результате преимущественного субмеридионального сжатия поперечного по отношению к складчатым структурам.

Устанавливается явная активизация неотектонических движений на рубежах апше рон-ранний плейстоцен, ранний-средний плейстоцен, средний-поздний плейстоцен. Но в це лом тектоническая активизация проявила себя в пределах разных структурных зон диффе ренцировано и с разной интенсивностью. Аналогичный характер имеют и современные дви жения не для всех структур и разрывных нарушений.

На основании неотектонического районирования в дагестанской части Восточного Кавказа с юга на север выделяются крупные, активно развивающиеся вплоть до голоцена, асимметричные зоны с юга ограниченные поднятиями, а севера – неотектоническими опус каниями. При общей вергентности к югу они одновременно поддвигаются друг под друга с XVI Международная конференция, Воронеж- образованием вдоль северной периферии Дагестанского клина поддвига в сторону Терско Каспийского прогиба. Такими зонами являются [1]:

1) поднятие Главного хребта и новейшее опускание Бежтинской впадины;

2) поднятие Бокового хребта и Аваро-Андийская зона новейших опусканий (с.с. Ботлих, Советское);

3) Хунзахско-Хаджалмахинское поднятие и новейшее опускание Кадаро-Ирганайской кот ловины;

4) Салатау-Гимринское и Мугринское поднятие и зона опускания в пределах Чиркейской, Буйнакской, Параульской котловин и в районе с.с. Сергокала-Маджалис;

5) поднятие передовой моноклинали (Черные горы, Нарат-Тюбе) и прилегающая с севера часть Терско-Сулакского прогиба.

Речная сеть на северном склоне Большого Кавказа была заложена ещё в палеогене, когда в осевой части геосинклинали образовался крупный остров. В олигоцене и раннем миоцене существовали уже зрелые долины – субмеридионального направления с крупными дельтами на прибрежных равнинах. Мощные песчаные накопления дельтового характера на блюдаются в разрезах майкопской серии в бассейнах рек Терека, Сулака и Сунжи.

Общее меридиональное направление речных долин сохранилось в средне-позднем миоцене и плиоцене. В среднем плиоцене на Северном Кавказе существовало две системы субмеридиональных рек – западная и восточная с главным водоразделом на Центральном Кавказе. В их пределах явно обозначились современные поперечные (в низовьях погребен ные) долины Кубани, Урупа, Лабы и Белой на западе;

Терека, Сунжи, Аргуна и Сулака на востоке. По-видимому, тогда была заложена и продольная долина Самура.

Регрессия Каспия в балаханский век вызвала падение уровня моря на 500-700 м и рез кое переуглубление речных долин. В акчагыльское время возникла крупная трансгрессия, которая захватила периферию всего Восточного Кавказа.

В позднем плиоцене продолжалось, а в плейстоцене полностью завершилось форми рование современных субмеридиональных речных долин с серией хорошо выраженных ме ждуречных и внутридолинных террас на северном склоне В. Кавказа.

Представляет интерес сопоставления элементов долин (ориентация и их типы;

котло вины, врезы и их генезис, террасы), поверхностей выравнивания и эрозионных срезов с су ществующими представлениями по геодинамике.

Особенности морфоструктуры Восточного Кавказа свидетельствует о его покровно надвиговом строении, что согласуется со взглядами геологов-тектонистов, придержи вающихся неомобилистских представлений о формировании орогенов альпийского типа (Адамия и др. 1976;

Гамкрелидзе 1976;

Ушаков 1976;

Хаин 1975, 1980, 1982;

Лилиенберг 1984;

Баранов и др. 1982;

Дотдуев 1982, 1986).

Главный и Боковой хребты, Бежтинская депрессия, Сланцевый, Известняковый и Предгорный Дагестан представляют собой покровные пластины первого ранга, возникшие на позднеорогеннном этапе в результате пульсирующего движения к С-В выступа Аравий ской плиты. В результате все указанные горные морфоструктуры приобрели ассиметричное строение с падением к С-В и образуют наиболее широкий выступ Б. Кавказа к С-З с попе речником до 150-160 км – так называемый Дагестанский клин.

Помимо нарастающего поперечного сжатия в новейшее время, на формирование гор ной морфоструктуры Восточного Кавказа и Дагестанского клина оказали влияние разломно блоковые смещения [2]. Они привели к С-В смещению всего Дагестанского клина, который с запада и Ю-З ограничен крупными морфолинеаментами, что хорошо прослеживается в сме щениях (до 10-15 км) осевой зоны Главного хребта, речным долинам Дагестана, проявляется в С-В ориентации Северо-Каспийской впадины, выражен в морфологии Средне-Каспийской впадины, Алазанской депрессии, смещениях Кахетинских хребтов и т.п. Особенно контраст но в рельефе выражена граница между Восточным и Юго-Восточным Кавказом.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Речная сеть Дагестана имеет древнее заложение. Наши исследования [3] подтвердили ее предопределенность системой поперечных и диагональных разломных дислокаций, что в общем виде предполагали ещё Г.В. Абих (1869) и Н.С. Щукин (1926). Выделяются три ре гиона с разной ориентацией долин. В Центральном и Северном Дагестане господствует С-В ориентация долин всех Койсу и Сулака, что обусловлено интенсивным давлением и короб лением в результате поддвига Алазанской депрессии. Долины притоков этих систем связаны с разломами С-З и С-СВ ориентации, на коротких отрезах протекают по синклинальным де прессиям. Для строения речной сети характерна выработка котловин перед пересечением горстовых и антиклинальных хребтов. Тогда как последние пересекаются антецедентными ущельями. В Известняковом Дагестане встречаются инверсионные формы – антиклинальные котловины, обрамленные моноклинальными ущельями. Другую морфоструктурную зависи мость проявляют долины Южного Дагестана, преимущественно бассейна р. Самур, которые имеют преобладающее Ю-З направление также по системе разломов. К зоне Тляратинского регионального надвига и сопровождающих его разломов примыкает серия эрозионных кот ловин. Реки 2 и 3 порядка контролируются также разломами разного порядка и разной ори ентации. При подходе к приморской равнине р.р. Самур, Гюльгерычай и др. имеют ориенти ровку по разломам С-В простирания.

Наконец, третью группу составляют реки предгорного Восточного Дагестана, которые имеют в основном поперечную субширотную ориентацию, а в северных предгорьях приоб ретают С-В ориентацию, согласно простиранию основных складчатых разрывных дислока ций. Мелкие изгибы долин и русел связаны с ориентацией разломов иных простираний.

Встречаются антецедентные долины при прорыве антиклиналей третичной складчатости.

Речная сеть Дагестана имеет разный возраст и формировалась по мере роста структур Дагестанского клина. Наиболее древние долины сформированы в пределах Главного и Боко вого хребтов. Есть предположение, что первоначально в пределах Бежтинского грабена су ществовала раннеплиоценовая река.

Однако проведенными исследованиями это не подтверждается. Фрагменты перво начально продольных палеодолин преимущественно плиоценового возраста находят под тверждения на Ю-В Кавказе, который формировался как ступенчато-блоковое поднятие.

В среднегорной зоне фрагменты древней позднеплиоценово-раннечетвертичной про дольной реки находят подтверждение на водоразделе Чирагчая и Курахчая, где фиксируется перестройка продольной гидрографической сети на поперечную (у сел. Рича) в среднем плейстоцене.

Фрагменты древних продольных долин сохранились и в предгорной зоне (Параул Озень и др.), свидетельствующие о том, что Дагестан в позднем плиоцене и плейстоцене ис пытал многоэтапную перестройку речной сети с продольного направления на поперечную, при этом продольные участки древней сети формировались согласно южному наклону Даге станского клина, который позднее преобразовался в субширотный. С этой перестройкой свя зано формирование многих антецедентных ущелий Дагестана, а воздымание южных частей надвиговых пластин обусловлено формированием перед их фронтальными частями прираз ломных эрозионных котловин.

ЛИТЕРАТУРА 1. Никитин М.Ю. Неотектоника горного Дагестана // Геология и полезные ископаемые Большого Кавказа. М.: Изд-во Наука, 1987. С. 221-239.

2. Лилиенберг Д.А., Будатов Б.А., Алиев А.С. Морфотектоника Азербайджана и Восточного Закавказья с позиции неомобилизма // Геоморфология. № 4. 1996. С. 31-50.

3. Тулышева Е.В. Речные долины Дагестана и их неотектоническая обусловленность: Дис.

канд. географических наук. Махачкала, 2002. 218 с.



Pages:   || 2 | 3 | 4 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.