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:     | 1 || 3 | 4 |

«Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы УДК 550.348.436 РАЗДЕЛЕНИЕ АНОМАЛИЙ АКУСТИЧЕСКОЙ ЭМИССИИ НА СОСТАВЛЯЮЩИЕ ...»

-- [ Страница 2 ] --

XVI Международная конференция, Воронеж- УДК 550.083(234.851) ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ КАРСКОЙ КОЛЬЦЕВОЙ СТРУКТУРЫ ПО ГЕОФИЗИЧЕСКИМ ДАННЫМ В.В. Удоратин, Н.В. Конанова Институт геологии Коми научного центра Уральского отделения РАН, г. Сыктывкар, Россия Карская кольцевая структура расположена в центральной части Карской впадины в пределах Югорского полуострова. Возраст этой структуры примерно отвечает границе мел – палеоген. По вопросу о происхождении Карской депрессии единого мнения среди геологов нет. Сначала ее считали вулкано-тектонической депрессией, образованной в результате фреатического взрыва, а в настоящее время – астроблемой.

Нами выполнены геофизические исследования с помощью метода обменных волн от землетрясений, проведена интерпретация гравиметрических данных и получены новые ре зультаты, позволяющие уточнить представления о структурно-тектоническом и глубинном строении Карской кольцевой структуры. Сейсмологические исследования методом обмен ных волн землетрясений (МОВЗ) в районе Карской кольцевой структуры вдоль линии про филя, который имеет северо-восточное направление и общую протяженность около 30 км были проведены сотрудниками Института геологии Коми НЦ УрО РАН во время полевого сезона 2007 г. Количественная интерпретация гравиметрического поля заключалась в оценке глубин и радиусов горизонтального кругового цилиндра по производным первого, второго порядков и локальным аномалиям, также использовалось решение обратной задачи для гори зонтальной полуплоскости по производным первого и второго порядков и по локальным аномалиям. Для изучения более глубоких горизонтов использовались остаточные и регио нальные аномалии.

Сейсмическая модель. Глубинные сейсмические исследования, выполненные нами, а также результаты ранее проведенных работ, дали возможность осуществить структурные по строения, характеризующие глубокие горизонты земной коры и верхней.

Верхняя мантия представлена моделью, состоящей из крупных комплексов мощно стью 10-15 км. Выделенные нами обменные волны с временами запаздывания более 6 с, по зволяют уверенно прослеживать в верхней мантии фрагментарные границы обмена, которые указывают на изменение структурных особенностей среды. На всех пунктах наблюдения от мечаются площадки на глубинах 100,5-103 км, что позволяет нам объединить их в единую границу, отождествляемую с границей N. На глубине 82-84 км также можно уверенно вы делить границу обмена. Кроме этих границ в верхней мантии отмечаются отдельные пло щадки на глубинах 95-95,5;

72-72,7;

68,3-69,8;

64,5;

58-58,4 км. Неравномерное распределе ние площадок обмена в пространстве не позволяет их объединять в общие границы.

Работами МОВЗ в верхней мантии отмечается четко выраженный в волновом поле сейсмический горизонт, находящийся на 7–8 км глубже ее кровли, в рельефе повторяющий поверхность Мохо. Эта граница зачастую в волновом поле проявляется даже лучше, чем по верхность Мохоровичича. Она является одним из горизонтов в переходной зоне земная кора– верхняя мантия (М1). Граница М1 погружается от Пай-Хоя в сторону Карского моря с 50,3 до 52,7 км. Средние скорости в верхней мантии в пределах изучаемой территории имеют значе ния 8,0-8,2 км/с.

Граница Мохо в пределах профиля залегает на глубинах 42,7-44,7 км, незначительно погружаясь на северо-восток с Пай-Хоя в Карскую впадину. Внутренняя структура земной коры выше границы М неоднородна, она разделяется как отчетливыми, так и невыразитель ными сейсмическими границами, не имеющими повсеместного распространения. Так вос точный блок, относящийся к Карской впадине, характеризуется большим числом вырази тельных обменных площадок. Граница Мохо прослеживается непрерывно и не выражена ка Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы ким-либо образом в пределах наложенной Карской кольцевой структуры. В верхней части консолидированной коры уверенно выделяются по степени расслоенности Карский и Пай Хойский блоки.

В консолидированной части земной коры нами выделяются границы К3, К2 и К1. Го ризонт К3 прослеживается на всех пунктах наблюдения и аналогично поверхности М погру жается в Карскую впадину с 36 до 39 км, при этом мощность слоя сокращается.

Если нижняя часть консолидированной земной коры выдержана по простиранию и границы прослеживаются уверенно и трассируются на всех пунктах наблюдения, то в верх ней части коры горизонты выделяются фрагментарно, что говорит о различной степени вер тикальной расслоенности. Границу в верхней части консолидированной коры К1 можно про следить вдоль всего профиля исследования. В северо-восточной части профиля она испыты вает резкое погружение, что дает нам основание для выделения в этом районе на глубинах 25-28 км разломной зоны, которая, вероятно, прослеживается выше по разрезу и в осадочном чехле.

При рассмотрении и привязки границ в осадочном чехле нами использовались данные ранее проведенных в этом районе сейсморазведочных работ МОГТ. В волновых полях четко отражается кольцевая структура, хорошо виден резкий подъем границ осадочного чехла Кар ской впадины в районе кольцевой структуры и очень сложная картина характеризует зону сочленения Карской впадины и Пай-Хоя. Осадочный чехол в пределах Карской впадины в районе наших исследований, по данным сейсморазведочных работ, имеет мощность порядка 13-14 км. Нами на глубине 14,7 км также выделятся граница обмена, связываемая с кровлей рифейско-вендского промежуточного комплекса. В разрезе осадочного чехла отмечается ряд границ, которые сложно трассировать и отождествить с каким-либо одним горизонтом. На дежно, с наибольшим числом повторов обменных волн, выделяется граница на глубине 3,6-3,8 км. Если в пределах Карской впадины – это, скорее всего, подошва пермских отложе ий, то в Карской кольцевой структуре обменные площадки можно связать с интрузивными телами.

Гравитационная модель. Первая гравиактивная граница с аномальной плотностью 100 кг/м, ассоциируемая нами с поверхностью сланцевого комплекса рифейского фунда мента (Ф0), располагается в западной части гравиметрического профиля на глубине 5-8 км, а в северо-восточной его части по мере приближения к побережью Карского моря она не про слеживается из-за достаточно резкого погружения до глубины 11-14 км, где плотностные па раметры рифейских и архейско-раннепротерозойских пород становятся практически одина ковыми. В северо-восточной части гравиметрического профиля поверхность рифейсого фун дамента (Ф0) по гравиметрическим данным не прослеживается, а на глубине 5,5 км, вероят но, фиксируется поверхность сланцевого батиального комплекса Карской структурно-форма ионной зоны Пай-Хоя, обладающего более высокими плотностными характеристиками.

Вторая гравиактивная граница с аномальной плотностью ± 130 30 кг/м, отождеств ляемая нами с поверхностью консолидированной коры (Ф), находится на глубине от 11 до 14 км. Прослеживание архейско-раннепротерозойского кристаллического фундамента в пределах Карской структуры оказалось весьма затруднено и потребовало специальных де тальных исследований. Эта поверхность по данным интерпретации гравиметрического поля имеет в пределах Карской кольцевой структуры вид изометрической депрессии (впадины), глубина которой составляет около 3,5 км. Внутри гранито-гнейсового слоя никаких гравиак тивных границ больше не обнаружено. Наибольшая толщина гранито-гнейсового подком плекса (до 8 км) фиксируется в районе Пайхойского антиклинория, а ее резкое утонение до 2 км происходит в пределах исследуемой структуры. Наименьшие значения плотности гра нито-гнейсового слоя отмечены под эпицентральной частью Карской кольцевой структуры (астроблемы) и под Пай-Хоем, наибольшие – по мере приближения к Байдарацкому глубин ному разлому. Расположение областей разуплотненных пород данного структурно вещественного подкомплекса в разрезе совпадает с блоками отсутствия границ обмена на сейсмологическом профиле.

XVI Международная конференция, Воронеж- Следующая гравиактивная граница с аномальной плотностью 50-120 кг/м, отождест вляемая нами с кровлей диоритово-гнейсового подкомплекса (подошвой гранито-гнейсового подкомплекса), наблюдается по гравиметрическим данным на глубине 17-18 км. Диорито гнейсовый структурно-вещественный подкомплекс верхней коры не имеет перерывов сплошности своего распространения в пределах исследуемой территории, наоборот, по мощ ности слагающих его отложений он имеет сдвоенный разрез. Наиболее приближен к поверх ности данный комплекс в пределах Карской впадины, наименее – Пай-Хойского антиклино рия. Внутри диоритового слоя прослеживается еще одна гравиактивная граница инверсион ного характера под Пай-Хойским шарьяж-антиклинорием и не инверсионного – под Карской впадиной. Влияние Карской астроблемы на особенности строения комплекса мы уже не на блюдаем. Глубина залегания кровли диорито-гнейсового слоя составляет 18,5 км под Пай Хоем и 17 км – Карской впадиной.

Кровля гранулито-базитового структурно-вещественного комплекса является наи более капризной гравиактивной границей с точки зрения неоднозначности геологической интерпретации гравиметрического поля, поэтому ее характеристики следует принимать с оп ределенной степенью условности. Кровля гнейсо-гранулитового слоя залегает на глубине 36,5 км по гравиметрическим данным в районе Пай-Хойского поднятия, а в районе Карского прогиба – на глубине 39,5 км.

Поверхность Мохоровичича по гравиметрическим данным залегает на глубине 41,6-46,6 км в пределах исследуемой территории. Максимальный (до 41,6 км) подъем данной поверхности наблюдается в пределах Пай-Хойского антиклинория, а наиболее погружена поверхность Мохо (до 46,6 км) в пределах Карской впадины. Имеется тенденция ее подъема в сторону Карского моря.

Выводы. Сопоставление сейсмического и плотностного разрезов показали хорошую сходимость результатов. Глубина залегания и рельеф поверхности Мохоровичича и вышеле жащего горизонта К3 полностью совпадают по данным обоих методов. Выявленные особен ности глубинного строения исследуемой территории Карской кольцевой структуры позво ляют нам заключить, что ее происхождение связано с падением крупного метеорита, затро нувшего осадочный чехол и консолидированную земною кору до глубин порядка 20-25 км.

Работа выполнена при поддержке проекта № 09-Т-5-1022 программы фундамен тальных исследований Отделения наук о Земле РАН № 9.

УДК 551.763.1(262.81) КАЧЕСТВЕННАЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКАЯ ОСНОВА КАК ГЛАВНОЕ УСЛОВИЕ ДОСТОВЕРНОСТИ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПОСТРОЕНИЙ (НА ПРИМЕРЕ НИЖНЕГО МЕЛА РОССИЙСКОГО СЕКТОРА КАСПИЙСКОГО МОРЯ) Т.Е. Улановская1, Г.В. Зеленщиков ОКТБ Орбита, г. Новочеркасск;

Россия;

ОАО Южгеология, г. Ростов-на-Дону, Россия На обширных пространствах юго-востока Европы в зоне сочленения Восточно Европейской платформы и примыкающей к ней с юга Скифской плиты распространена оса дочная, иногда переходящая в вулканогенно-осадочную, толща нижнего мела. Северная ли ния выклинивания толщи протягивается в субширотном направлении, пересекая южный склон Украинского щита и огибая с юга складчатый Донбасс. На своём восточном продол жении в районе западной окраины Прикаспийской синеклизы линия выклинивания толщи круто поворачивает, уходя на север. В сторону юга и востока от линии выклинивания мощ ность толщи постепенно возрастает, достигая величин, иногда измеряемых километрами.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Среди геологов, увлечённо изучавших толщу уже с середины 19-го века, много выдающихся имён. С открытием высокой нефтегазоностности толщи в 20-ом веке она стала объектом по исково-разведочных работ в Крымско-Северокавказской и Прикаспийской нефтегазоносных провинциях. Поисково-разведочное бурение, однако, не всегда было успешным: геологиче ский прогноз нередко не подтверждался. Со временем в причине неудач разобрались: выяв ление перспективных на нефть и газ тектонических структур, установление последователь ности, времени и условий их формирования базировались на ошибочных представлениях о стратиграфии. О высокой цене, которую приходится платить геологической отрасли за стра тиграфическую ошибку, неоднократно писал В.Л. Егоян – крупнейший специалист по ниж нему мелу Кавказа и Предкавказья (1987, 1990). Сегодня уже не остаётся сомнений в том, что модель любой тектонической структуры не будет достоверной без качественной страти графии.

Изучая стратиграфию толщи нижнего мела в нескольких районах – Крыму, Приазо вье, Предкавказье, Северо-Западном Прикаспии, Чёрном, Азовском и Каспийском морях – мы предприняли попытку в максимально возможной степени избежать наиболее часто до пускаемых и ставших уже типичными ошибок. Выбираем одну из площадей бурения на нефть и газ в российском секторе Каспийского моря – Широтную – и на её примере расска жем о полученных результатах. Исходным фактическим материалом в работе являлись об разцы керна и образцы бурового шлама, отобранные из двух скважин – Широтная-1 и Ши ротная-2. Каждый образец каменного материала подвергался трём видам анализов – палео нтологическому, литологическому и фациальному. Стратиграфическая принадлежность по род в образцах устанавливалась преимущественно по данным определений фораминифер.

Для стратиграфического расчленения разрезов скважин и его обоснования (в том числе по немым интервалам) применялся целый комплекс методов: био-, лито-, цикло-, климато-, эко-, событийной, секвенс- и тектоностратиграфии. Недостатком в работе было отсутствие воз ожности увязать стратиграфические разбивки разрезов с каротажом, которым мы не распола гали.

Отложения Широтной площади бурения, начиная от верхов верхней юры и заканчи вая низами верхнего мела, были разделены на 11 пачек, последовательно пронумерованных снизу вверх (табл. 1). Каждая пачка представляет собой секвенцию, т.е. целостную и соглас ную послеовательность генетически связанных слоёв, ограниченную несогласиями. Ниже приведено описание пачек.

Пачка 1. Верхняя часть титона (верхняя юра) – нижняя часть берриаса (нижний мел), т.е. пограничные отложения верхней юры и нижнего мела, провести границу между которы ми не представляется возможным;

кочубеевская свита Восточного Предкавказья (аминовская свита Западного Предкавказья). Такой стратиграфический интервал принят для пачки услов но (по литологическим данным).

Львиная доля объёма пачки приходится на доломитизированные известняки, доломи то-известняки и чистые доломиты, количественно им уступают известняки и мергели, изред ка встречаются небольшие прослои известковых и неизвестковых аргиллитов. Породы ко ричневые, светло-коричневые, кремовые, коричневато-серые, серые, тёмно-серые, иногда почти чёрные, от очень крепких до мягких (мелоподобных), зачастую рассечены сутуро стилолитовыми швами и прожилками кальцита, содержат частые стяжения кремней, а также редкие или единичные оолиты шамозита, включения зелёной колломорфной глины и пирита.

В отдельных прослоях наблюдается примесь алеврита и мелкого песка – от ничтожно малой до значительной. Главный минерал в её составе кварц, нередок также глауконит – единич ные, но иногда и обильные зёрна, разрозненные или скапливающиеся сгусткообразно. Неко торые прослои, гнёзда и линзы в породах обогащены палеонтологическими остатками – дву створок, брахиопод, губок, иглокожих, кораллов, водорослей, в единичных случаях – микро фауны. Но крепкая спаянность с породами препятствовала их препарированию, в связи с чем они пока остаются неопределёнными до вида. Ноздреватые разности биогермных известня ков насыщены нефтью.

XVI Международная конференция, Воронеж- Таблица Стратиграфические разбивки разрезов нижнего мела, вскрытого двумя скважинами на Широтной площади бурения Глубина залегания Стратиграфическое подошвы пачки (м) в подразделение скважине* Стратиграфически наиболее важные Система, Пачка отдел фораминиферы Широт- Широт Ярус и подъярус ная-1 ная- Турон – коньяк 1169 Верхний мел Gavelinella cenomanica (Brotz.) Brotzenella berthelini (Kell.) Rotalipora brotzeni (Sig.) Сеноман 11 1183 R. appenninica (Renz) R. gandolfii Luter. et Prem.-Silva R. greenhornensis (Morr.) Gavelinella intermedia (Bert.) Hedbergella infracretacea (Glaessn.) Favusella washitensis (Cars.) Верхний альб 10 1212 – Rotalipora appenninica (Renz) R. ticinensis (Gand.) R. subticinensis (Gand.) Hedbergella caspia (Vass.) Globigerinelloides ultramicrus (Subb.) 9 – Ticinella raynaudi Sig.

Средний альб – нижняя Biticinella breggiensis (Gand.) часть верхнего Gavelinella flexuosa (Ant.) Hedbergella gorbachikae Long.

8 1232 – H. praetrocoidea Kret. et Gorb.

Нижний мел Biticinella breggiensis (Gand.) Pleurostomella macilenta Mjatl.

Hedbergella gorbachikae Long.

Верхний апт (клансей) – H. praetrocoidea Kret. et Gorb.

7 – низы нижнего альба H. globigerinellinoides (Subb.) Ticinella cf. bejaouaensis Sig.

Planomalina cheniourensis (Sig.) Mjatliukaena chapmani Mjatl.

6 1254 Verneuilinoides subfiliformis Bart.

Фораминиферы плохой сохранности 5 1418 Gavelinella infracomplanata (Mjatl.) Нижний апт (бедуль) 4 1383 Globuligerina quadricamerata (Ant.) Gavelinella suturalis (Mjatl.) 3 1459 1500,98 Hedbergella aptica (Agal.) Clavihedbergella tuschepsensis (Ant.) Верхний берриас – нижняя 2 1553 1584 Bulbobaculites proluxus (Bulyn.) часть валанжина Верхи верхней юры – низы нижнего мела.

Фораминиферы не обнаружены 1 1648 1745(?) Верхняя часть титона – нижняя часть берриаса Примечание: * Прочерк обозначает отсутствие пачки по причине выпадения её из разреза Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Пачка накапливалась на шельфах хорошо аэрируемых морей, широко сообщавшихся с океаном, в условиях жаркого аридного климата. Солёность морской воды была аномальной, по всей вероятности, с её периодически повторявшимся осолонением, которым контролиро валось доломитообразование. Принос обломочного материала с окаймлявшей моря пустын ной суши был весьма незначительным и происходил лишь эпизодически.

К какому-то моменту середины берриасского века площадь освободилась от моря и стала размываемой сушей. Образовавшийся при этом перерыв в осадконакоплении просле живается не только на севере Каспийского моря, но также на Северном Кавказе и в Средней Азии, где сопровождается угловым несогласием.

Однако вскоре площадь снова превратилась в арену осадконакопления, продуктом ко торого является следующая пачка.

Пачка 2. Верхний берриас – нижняя часть валанжина (нижний мел);

совокупность ер шинской, баксанской и низов жанхотекской свит Северного Кавказа.

В пачке переслаиваются известковые песчаники и песчаники-известняки (резко доми нирующие), известняки и мергели (присутствующие в ограниченном количестве), а также слабо известковистые глины с примесью песка (образующие прослои только внизу разреза).

Окраска глин тёмно-серая, серая и зеленовато-серая, у остальных пород она серая, серовато белая, белая, зеленовато-серая, кремовая. Пачка в целом выглядит сильно осветлённой. Ис ключения единичны, например, вблизи подошвы пачки в разрезе скважины Широтная- имеется слой чёрного песчаника. Обломочный материал пород везде примерно одинаковый – песок разнозернистый (от мелкого до грубого), но с повышенной долей наиболее крупных фракций. Как правило, присутствуют то единичные, то редкие зёрна дресвы и гравия. Преоб ладающая форма зёрен обломочного материала – угловатая (вплоть до остроугольной), но какая-то их часть хорошо и прекрасно окатана. Преобладающий минерал в составе – кварц, много также полевых шпатов, есть мусковит, биотит и обломки пород. Множество кварце вых зёрен гидроокислами железа окрашено в ржаво-бурый и кирпично-красный цвет. Редкие вверху зёрна глауконита вниз по разрезу заметно учащаются и становятся крупнее, достигая размеров крупного песка. В базальном слое разреза скважины Широтная-1 зафиксированы крупные обломки подстилающих доломитов (предположительно не мельче гравия, дресвы и щебня). Пород, в которых совсем нет обломочного материала, очень мало. Цемент и основ ная (связующая) масса пород (за исключением глин) кальцитоые, иногда глинисто кальцитовые. В некоторых породах появляются кальцитовые оолиты – одиночные либо гус то концентрирующиеся в линзочках оолитового известняка. Распространённое в породах ау тигенное образование – клочковатой или округлой формы включения ярко-салатовой колло морфной глины. Изредка в пачке наблюдались прослойки светло-коричневых доломито известняков, в единичных случаях – тоненькие линзочки чёрного и бурого угля. Степень сцементированности пород пониженная, песчаники иногда переходят в состояние сыпучего песка. В породах много пор и кавернообразных пустоток, изобилующих друзами и жеодками горного хрусталя и исландского шпата.

Пачка накапливалась в прибрежной и шельфовой зонах нормально солёных окраиных морей, в условиях продолжавшегося с поздней юры мощнейшего климатического оптимума.

Доломито-известняки – это как бы слабые отголоски уже отошедших в прошлое осолонений морей большой силы. Уголь же является первым сигналом о начале поворота климата в сто рону его похолодания и гумидизации. Обращающая на себя внимание грубость обломочного материала в породах стала результатом берриасского тектонического воздымания, возникно вения возвышенного рельефа и абразии скалистых берегов. Возможно, обломочный матери ал частично поступал в моря в виде пролювия и коллювия и из-за большой скорости осадко накопления не успевал подвергаться окатыванию.

Наиболее важная из числа крайне редких палеонтологических находок пачки – фора минифера Bulbobaculites proluxus (Bulyn.) (скважина Широтная-2, глубина 1575 м). Страти графическая принадлежность пачки установлена с учётом времени жизни этого вида (позд ний берриас – готерив) и литологических данных.

XVI Международная конференция, Воронеж- Вышезалегающая часть нижнего мела (пачки 3-10) чётко обособлена в толще благод аря резкости обеих границ. Нижняя граница несогласная. Она отсекает от более древних от ложений более молодые, накопившиеся в течение нового этапа геологической истории – мощного и продолжительного климатического пессимума. Континентальный перерыв, соот ветствующий этой границе, охватывает верхнюю часть валанжина, готерив и баррем. Верх няя граница, т. е. кровля нижнего мела, – датированный уровень (датум-плайн), который уз наваем по внезапной смене нижнемеловых фораминифер верхнемеловыми.

Ниже подошвы пачки 10 (т.е. в интервале нижний апт – нижняя часть верхнего альба) доминирующими породами разреза являются глины – от неизвестковых до известковистых, тёмно-серые и чёрные, рассланцованные или листоватые, иногда оскольчатые. Среди глин встречаются прослои алевролитов, глинистых алевролитов, песчаников и глинистых песча ниов. Породы прослоев неизвестковые, серые и зеленовато-серые. Песчаная фракция везде мелкая, иногда с редкими средними и крупными, в единичных случаях – также и грубыми, зёрнами разной формы – от угловатых до хорошо окатанных. В составе алеврита и песка главный минерал – кварц, второстепенные минералы – полевые шпаты и мусковит, этот ма териал богат также обломками пород. В числе аутигенных составляющих наблюдались: пи рит (повсеместно, в виде ядер и разнообразной формы включений), аморфный кремнезём (в пачках 4 и 6, в виде скелетов радиолярий), глауконит (в подавляющем большинстве слоёв), карбонатные конкреции (в пачках 3 и 4). Глауконит, выделяющийся ярким травяно-зелёным цветом, образует комочковидные, почковидные и лапчатой формы зёрна от алевритовой до крупнопесчаной размерности. Они либо равномерно рассеяны в массе пород, либо собира ются в ней в сгустки. В прикровельных частях пачек содержание глауконита минимальное – здесь он является акцессорием. В максимальных количествах глауконит сосредоточен в ос нованиях пачек. Более всего глауконита в основании пачки 4, где ему сопутствуют зёрна фосфорита. Карбонатные конкреции представлены коричневато-серыми мергелями и извест няками – чистыми или с примесью песка. Последнего зачастую так много, что породы по существу превращаются в песчаники. В песчаной фракции конкреций обычен глауконит, а в кальцитовой и глинисто-кальцитовой основной массе – нередки включения сидерита. Ба зальный слой пачки 3 насыщен оолитами шамозита, который имеет несвежий (выветрелый) вид, что даёт основание предполагать его переотложеность. В некоторых пачках была заме чена макрофауна – обрывки призматического слоя иноцерамов и фрагменты раковин аммо нитов.

Отложения относятся к фациям окраинных морей, преимущественно прибрежным и шельфовым, но иногда и довольно глубоководным (возможно, континентального склона).

Разрез скважины Широтная-2 отличается присутствием прослоев песчаника-глауконитита (прибрежно-морская фация, в основании пачки 4) и безглауконитового песчаника с плохо сортированным, но хорошо окатанным, разнозернистым песчаным материалом (типичный аллювий, вверху пачки 4).

Завершающую нижний мел пачку 10 (верхний альб) и начинающую верхний мел пач ку 11 (сеноман) слагают переслаивающиеся известняки, глинистые известняки, мергели, глинистые мергели и аргиллитоподобные известковые глины. Окраска пород варьируется от светло-серой до тёмно-серой и почти чёрной, но всегда с коричневым оттенком. С возрастан ием содержания глинистого вещества породы становятся всё более тёмными, крепкими и рассланцованными. Для пород характерны редкие включения пирита и их неравномерная пропитанность твёрдыми битумоидами. Обломочного материала с алевритовой и более крупной размерностью зёрен в породах нет или почти нет. В основании пачки 11 разреза скважины Широтная-2 встречаются песчаные зёрна глауконита. Дно окраинных морей, слу жившее местом осадконакопления, принадлежало глубокой зоне шельфа, в том числе иногда и его внешнему краю. Редко случавшееся кратковременное обмеление дна способствовало глауконитообразованию.

Вся наднеокомская часть разреза (пачки 3-11, самурская, бурханская и джинальская свиты Северного Кавказа и Предкавказья) накапливалась при нормальной солёности мор ских вод, но вместе с тем и при их ухудшенной аэрации, вызванной ослаблением водообмена Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы с открытым океаном. Дефицит кислорода в морской воде иногда усугублялся вплоть до её перехода в состояние сероводородного или углекислого заражения. Например, обилие планктонных и полное отсутствие бентосных фораминифер в пачке 9 – свидетельство бески слородной среды вблизи дна, благоприятной для битумообразования. Берега морей пред ставляли собой слабо всхолмлённую или низменную равнину.

Пачки 10 и 11 являются иллюстрацией к грандиозному природному явлению – посте пенному повороту климата от мощнейшего климатического пессимума (с максимумом в раннем апте) к мощнейшему климатическому оптимуму (начавшемуся в туроне).

В пачках 3-11 обнаружено множество фораминифер, которые предоставляли возмож ности как для точных палеогеографических реконструкций, так и для уверенного определе ния позиции каждой из пачек в общей стратиграфической шкале. Некоторые из числа руко водящих фораминифер приведены в таблице. Полные списки видового состава фораминифер (по каждому образцу каменного материала в отдельности) можно найти в научно производственных отчётах по скважинам Широтная-1 и Широтная-2 (автор Т.Е. Уланов ская), переданных в геологические фонды ООО ЛУКОЙЛ-ВолгоградНИПИморнефть.

Наличие в разрезе среднеаптского перерыва в осадконакоплении доказывается фактом отсутствия среди встреченных в отложениях фораминифер руководящих для среднего апта (гаргаза) их представителей. К таковым относятся: род Leupoldina, распространение всех ви дов которого строго ограничено средним аптом;

род Blowiella, полный расцвет которого приходится на средний апт;

вид Globigerinelloides algerianus Cushm. et ten Dam. с его корот ким временем жизни в середине среднего апта;

сугубо среднеаптский вид Clavihedbergella bizonae (Chev.). Единственным местом находок перечисленных фораминифер на юго-востоке Европы является Крым, что можно истолковать отступлением (регрессией) среднеаптских морей на юг (в сторону простиравшегося там океана) и осушением их дна. И только в Крыму сохранился морской залив, в котором продолжалось осадконакопление.

Стратиграфическое положение пачки 7 определено как верхний апт (клансей) – низы нижнего альба, так как совместное нахождение видов Ticinella cf. bejaouaensis Sig. и Planomalina cheniourensis (Sig.) не выходит за пределы границ этого интервала. Апт не отде лён от альба не только в рассмотренном разрезе. На юго-востоке Европы вообще граница между этими ярусами пока ещё недоизучена и критерии её распознавания не выявлены, в том числе и по палеонтологическим данным. Пограничные отложения апта и альба помеще ны в большинство местных и региональных стратиграфических схем нижнего мела в виде единого стратона, без более дробного его деления.

Сверху отложения альба трансгрессивно срезаются сеноманом. Пропуск в разрезе на границе альба и сеномана какого-то интервала меловых отложений является следствием как размывов, так и приостановок в осадконакоплении. Длительность предсеноманского переры ва в разрезе скважины Широтная-1 так мала, что удаётся выделить (по планктонным фора миниферам) верхнюю зону альба (Rotalipora ticinensis) и нижнюю зону сеномана (R. gandolfii и R. greenhornensis), которые отвечают требованию смыкаемости и преемственности смеж ных зон Стратиграфического кодекса России (2006). К этому добавим, что в продолжаю щемся долгие годы споре о положении границы между альбом и сеноманом сегодня, видимо, ещё не поставлена точка. Из существующих вариантов зонального расчленения альб сеноманского интервала по планктонным фораминиферам мы сочли целесообразным вы брать тот, согласно которому кровлю нижнего мела проводят по исчезновению вида R.

ticinensis (Gand.).

Широтная площадь бурения с начала апта и до конца сеномана испытывала тектони ческое прогибание, которое было неравномерным и даже прерывистым, но суммарно оно опережало по своему темпу накопление осадков, т.е. было некомпенсированным. Пока ещё поверхностный анализ мощностей рассмотренных отложений показывает: тектонический план в процессе их накопления был неустойчив и неоднократно перестраивался. Принцип унаследованности в развитии конседиментационного локального поднятия Широтной пло щади бурения в раннем мелу не выдерживался.

XVI Международная конференция, Воронеж- УДК 551.242. НЕОПРОТЕРОЗОЙСКИЕ-ПАЛЕОЗОЙСКИЕ ОРОГЕННЫЕ ПОЯСА ЗАПАДА ЦИР КУМПОЛЯРНОГО РЕГИОНА КАК ИНДИКАТОРЫ ЭВОЛЮЦИИ СООТНОШЕНИЙ КРАТОНОВ БАЛТИКА И АРКТИДА Н.И. Филатова, В.Е. Хаин Геологический институт РАН, г. Москва, Россия Реконструкция геодинамики кратона Балтики и всей Восточно-Европейской платфор мы в целом требует привлечения информации по докембрийско-палеозойским структурам смежного Циркумполярного региона и, прежде всего, размещающихся в пределах шельфа Баренцева моря. Предыстория этого региона охватывает несколько этапов формирования различной величины континентальных плит, подвергшихся затем деструкции, океаническо му спредингу и последующей амальгамации континентальных блоков в новые континенты (суперконтиненты), включающие орогенные пояса различного возраста. Все эти структуры в ходе длительной, докембрийско-мезозойской геологической истории претерпели сильную тектоническую нарушенность, довершившуюся раскрытием бассейнов современного Север ного Ледовитого океана, что привело к неоднозначности геолого-геодинамической интер претации докембрийско-мезозойских комплексов. Предметом длительной дискуссии явля ются масштабы распространения в Циркумполярном регионе докембрийской континенталь ной коры и степень ее обособленности от других древних кратонов, прежде всего, кратона Балтика. К разряду дискуссионных относятся и вопросы геохронологии примыкающих с се вера к последнему орогенных поясов, а также изначальной площади их распространения, по скольку в современной структуре они сохранились фрагментарно.

Впервые предположение о наличии в арктическом регионе блока древней консолиди рованной коры было высказано Н.С. Шатским, который выделил здесь платформу Гипербо рею. На Тектонической карте Арктики Ю.М. Пущаровским [1] в полярной области было изображено несколько массивов докембрийской континентальной коры (включая Гипербо рею) и показано широкое распространение этого типа коры на обрамлении Евразийского и Амеразийского бассейнов Северного Ледовитого океана. Много позже совокупность блоков докембрийской континентальной коры Центральной Арктики была названа кратоном Аркти да [2], и этот термин в последние годы получил широкое распространение [3, 4 и др]. Однако и поныне ставится под сомнение реальность такого континента вообще, а на подавляющем большинстве реконструкций интервала докембрий-палеозой [5 и др.] он не фигурирует. Вме сте с тем в ряде палеореконструкций к северу от Восточно-Европейской платформы выделя ются многочисленные докембрийские микроплиты (миникратоны): Баренция, Свальбард ская, Большеземельская, Карская, хотя доказательства обособленности и самостоятельности развития этих микроплит именно в докембрии обычно не приводятся. Вызывает дискуссию и масштаб кратона Арктида, а также характер его сочленения с кратоном Балтика.

Синтез геолого-геофизических данных показал, что деформированный и нарушенный палеозойско-кайнозойскими структурами неопротерозойский (эпигренвильский) кратон Арктида-Гиперборея занимает всю полярную область, включая шельфы, острова и хребты Баренцева моря и Амеразийского бассейна (рисунок 1) и в виде блоков вскрываясь по их континентальному обрамлению: на архипелаге Новая Земля, п-ове Таймыр, Чукотско Аляскинско-Бруксовской площади, на севере Канадского арктического архипелага. Эти воз никшие в палеозое-мезозое блоки докембрийского кратона изначально представляли, види мо, континентальные окраины Арктиды – Свальбардскую, Баренцевскую, Карскую и т.д. Ог раничениями Арктиды являются орогенные пояса (нередко сохранившиеся в фрагментарном виде) – байкальский, каледонский, герцинский, позднекиммерийский (рис. 1). Они отделяют Арктиду от палеократонов Балтика, Лаврентия, Сибирский, а отчасти и от структур Палео пацифика. Строение фундамента и чехла кратона Арктида наиболее полно выявляется в ар хипелаге Свальбард и в северной Канаде, фрагментарно – в архипелагах Новая Земля, Се верная Земля и на п-ове Таймыр. На остальной площади шельфов восточно-арктических мо рей вскрывается лишь чехол этого кратона.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Рис. 1. Тектоническая схема Арктики. 1-6 докембрийские кратомы в составе гсрцинской Пангси: 1 Балтика, 2 Сибирский, 3 Лаврентия, 4 Арктида, 5 тектонические фрагменты докембрийского кратона в составе среднемелового орогенного пояса, 6 внемасштабные выходы гренвильского орогенного пояса (мезопротерозойские офиолиты и синколлизионные гранитоиды);

структуры байкальского (конца неопротерозоя-начала кембрия) орогенеза (предполагаемый Тимано-Атяскинский орогепный пояс);

8 внемасштабные выходы байкалид: метабазит гипербазитовых комплексов (а) и островодужпых и синорогенных метаграиитоидов (б);

9, каледонский орогенный пояс, сегменты: 9 скандский, 10 элсмирский;

11, 12 фрагменты каледонских орогенных поясов в позднекиммерийской Верхояно-Колымской коллизионной системе:

11 Рассошанско-Приколымский, 12 базит-ультрабазитовые комплексы предположительно позднепротерозойского и раннепалеозойского возраста, претерпевшие метаморфизм при скандском и элсмирском орогенезах;

13 герцинский орогенный пояс (а) (сегменты: НЗ Новоземельский, У Уральский), тот же пояс, предполагаемый на ложе Карского моря (б);

14 Таймырский композитный сегмент герцииид (а), включая венд-нижнекамепноугольный сланцевый комплекс (б) (зоны: СТ Северо-Таймырская, ЦТ Центрально-Таймырская);

15-17 позднекиммерийский (позднеюрско-среднемеловой) орогенный пояс: 15 Верхояно-Колымская коллизионная система, Новосибирско-Чукотско-Бруксовская система (деформированный край Арктиды), 17 Верхоянская система (деформированный край Сибирского кратона);

18 Охотско-Корякский орогенный пояс (сегмент ниркум Тихоокеанского среднемелового аккреционно-коллизионного пояса);

Охотско-Чукотский позднеальбекий позднемеловой окраинно-континентальный магматический пояс;

20 позднеюрские-кайнозойские океанические бассейны в составе Северного Ледовитого океана;

21 зоны кайнозойского спрединга в бассейнах Северного Ледовитого океана;

22- тектонические ограничения орогенных поясов (пунктирным знаком показаны предполагаемые линсамепты): 22 пеопротсрозойских, 23 – каледонских, 24 герципских, 25 позднекиммерийских, 26 фронтальный надвиг (сутура) Верхояно-Колымской коллизионной системы;

27 сдвиги с указанием направления перемещения (К Карский, ЮА Южно-Анюйский);

28 разломы прочие XVI Международная конференция, Воронеж- В архипелаге Свальбард кратон Арктида включает два главных структурных этажа, разделенных резким структурным несогласием: архейско-мезопротерозойский кристалличес кий фундамент и неопротерозойский-нижнепалеозойский чехол. Кристаллический фунда мент образован фрагментами архейско-палеопротерозойского суперконтинента Колумбия [6] и гренвильских (рубежа мезо-неопротерозоя) орогенных поясов. Шельфовый чехол кратона Колумбия представлен палео-мезопротерозойскими осадочными породами – кварцитами, мраморами, сланцами, а также ортогнейсами, возраст протолита которых на п-ове Нью Фрисленд о. Шпицберген датирован 1750 млн. лет [7]. Здесь же обнаружены многочислен ные дайки метадолеритов с возрастом 1300 млн. лет, которые, возможно, были синхронны этапу формирования мезопротерозойского (гренвильского) океана. Фрагменты океанических и островодужных офиолитов гренвильского пояса, датированных в интервале 1250-1200 млн.

лет [7], вскрываются в фундаменте Арктиды на западе о. Шпицберген и п-ове Нью Фрис ленд, на о. Северо-Восточная Земля архипелага Свальбард, а также на севере о. Элсмир, близ аллохтона Пирия. Интервал замыкания мезопротерозойского океана и оформления гренвиль ского пояса при становлении суперконтинента Родиния определяется временем внедрения синколлизионных гранитоидов – 1050-930 млн. лет [7]. В целом Свальбардская окраина Арк тиды подверглась дислокациям, метаморфизму и магматизму при байкальском и каледон ском орогенезах, а также в ходе девонского континентального рифтогенеза. Эта окраина Арктиды продолжается южнее в пределы ложа Баренцева моря, отделяясь от Балтики байка лидами (тиманидами) (рис. 1). В структуре последних принимают участие тектонические пластины континентальной коры, отчлененные от этой окраины и нередко рассматриваю щиеся в ранге миникратонов. Арктида фрагментарно вскрывается в пределах архипелага Но вая Земля, а также на шельфах восточно-арктических морей [4].

Структурно-вещественные комплексы байкалид, оформившиеся на рубеже неопро терозоя-раннего кембрия, в целом образуют прерывистую полосу по южному обрамлению кратона Арктида (см. рисунок). Эта полоса в современной структуре распадается на три сег мента, с запада на восток: Тимано-Полярноуральский, Карско-Таймырский и Чукотско Аляскинский. Наиболее полно представленный западный, Тимано-Полярноуральский сег мент байкалид, разделяющий кратоны Балтика и Арктида, включает традиционно выделяю щиеся тиманиды и сменяющие их на восток протоуралиды [8, 9 и др.]. Синтез новейших данных свидетельствует о коллизионной природе тиманид-протоуралид как результата столкновения Балтики и Арктиды и дивергентном их строении [3, 4 и др.].

Синтез геолого-геофизической и геохронологической информации показывает, что рассматриваемый западный сегмент байкалид включает две внешние зоны – Тиманскую и Новоземельскую (деформированные окраины соответственно кратонов Балтика и Арктида) – и центральный, собственно коллизионный ороген. Ороген зажат между двумя упомянутыми кратонами и ограничен крупными системами надвигов: с юго-запада Печорской и с северо востока Новоземельско-Свальбардской. Эта внутренняя коллизионная область байкалид, об разованная тектонически совмещенными комплексами неопротерозойского океана, охваты вает совокупную обширную территорию, традиционно выделявшихся тиманид и протоура лид.

Коллизионная область Тимано-Уралополярнинского сегмента байкалид имеет слож ное покровно-надвиговое строение и образована тектоническими покровами неопротерозой ских океанических и островодужных комплексов. Кроме того, в эту сутурную область вовле чены пластины, отчлененные от кратонов Арктида и Балтика, которые вряд ли являются са мостоятельными докембрийскими миникратонами, как это нередко считается. Наиболее крупная из подобных пластин – Большеземельская – разделяет единую внутреннюю колли зионную область байкалид на две зоны – юго-западную Печорскую и северо-восточную Ен ганэпэ-Варандей-Адзьвинскую, обычно относившиеся соответственно к тиманидам и прото уралидам. Не исключена неодновременность проявления байкальского орогенеза в Тимано Полярноуральском сегменте байкалид, протекавшего в довольно широком интервале конца неопротерозоя-начала кембрия, хотя главный импульс орогенеза, судя по кембрийско ордовикскому возрасту неоавтохтона, датируется концом венда. Следует подчеркнуть, что распространение байкалид в Арктике не ограничивается Тимано-Полярноуральским сегмен Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы том, а продолжается восточнее в пределы Карско-Таймырской площади и далее на восток – пусть и фрагментарно – вплоть до Аляски, составляя в целом дуговое обрамление Арктиды, которое мы выделили в качестве Тимано-Аляскинского байкальского орогенного пояса [4].

Каледониды Циркумполярного региона образуют узкую полосу петлеобразной кон фигурации, отделяющую кратон Арктида от Лаврентии и обрамляющую его с противопо ложной стороны по отношению к байкалидам и кратону Балтика (см. Рисунок 1). Этот оро генный пояс неодновозрастен: в западной, Гренландско-Норвежской части он возник при раннекаледонском, скандском орогенезе, а восточная, Канадско-Аляскинская его часть оформилась в девоне, в ходе позднекаледонского элсмирского орогенеза. Скандский колли зионный пояс в большей части скрыт под водами полярных морей, и общее его строение вы рисовыается по геофизическим данным. Скандские каледониды Западной Арктики характе ризуются дивергентной покровно-надвиговой структурой, в которой, наряду с породами океана Япетус, участвуют пластины, отчлененные от столкнувшихся кратонов. Центральной части сутуры соответствует погруженный реликт субдукционного слэба с геофизическими параметрами, свойственными эклогитам [10].

Cледует подчеркнуть, что диаметрально противоположная позиция неопротерозой ского (байкальского) и палеозойского (каледонского) орогенных поясов на обрамлении до кембрийского кратона Арктида дает возможность судить о разновременности оформления границ этого кратона при его обособлении от эпигренвильского суперконтинента Родиния.

Синтез приведенных данных показывает необходимость учитывать при разработке глобальных палеореконструкций существование докембрийского кратона Арктида с рас шифровкой позиции последнего относительно кратонов Балтика и Сибирский на ранних эта пах деструкции суперконтинента Родиния, что недавно уже предложено в альтернативных вариантах [3, 4, 11]. Раскол этого суперконтинента, оформившегося около 1000 млн. лет на зад [5 и др.] начался под влиянием нижнемантийного суперплюма, инициировавшего на чальный континентальный рифтогенез, трансформировавшийся около 850 млн. лет в океани ческий спрединг. Реконструкция позиции возникшего при этом поздненеопротерозойского океана многовариантна [4, 5, 8 и др.], однако приведенные выше данные показывают, что одна из ветвей этого океана – Тимано-Аляскинская – отделяла кратоны Балтика и Сибирский от Арктиды. На этом этапе Арктида еще не была целиком вычленена от суперконтинента Ро динии, представляя ее краевую часть. При замыкании Тимано-Аляскинского ответвления не опротерозойского океана произошло столкновение Арктиды с Балтикой (а также с Сибир ским кратоном) с оформлением байкальского покровно-надвигового орогенного пояса, фрагментарно протягивающегося от Баренцевско-Полярноуральского региона в пределы Восточной Арктики.

Каледонский океан Япетус простирался в субмеридиональном направлении от ю.ш. (древние коородинаты) на север, между кратонами Лаврентия и Балтика, размещавши мися в приэкваториальных широтах. По данным сейсмопрофилирования [10], предполагают ся две более северные ветви океана Япетус. Одна из них отделяла Арктиду от Северной Гренландии и Канадского Арктического архипелага, а другая простиралась между Арктидой и Сибирью и, возможно, соединялась с открывшимся в ордовике Уральским бассейном, раз делившим Балтику и Сибирь и достигавшим о. Новая Земля. Индикаторами этих ответвле ний Япетуса являются ордовикские офиолиты Земли Пири, глубоководные вулканогенно глинистые отложения кембрия-среднего девона (франклинский комплекс) Арктической Аля ски, а также каледониды на современных шельфах Чукотского (глинисто-яшмовые и вулка ногенные породы ордовика и силура к югу от свода Барроу) и Восточно-Сибирского (нижне палеозойские турбидиты и островодужные вулканиты о-вов Жаннетты и Генриетты архипе лага Де Лонга) морей.

Каледонский океан замкнулся в две фазы – предсреднедевонскую скандскую и позд недевонскую элсмирскую [4, 6]. Первая представлена ныне в Северо-Атлантических каледо нидах;

в Канадском Арктическом архипелаге ей соответствует Иннуитская орогенная систе ма. Бльшая часть каледонид современной Арктики сформировалась в элсмирскую фазу оро генеза. В ходе замыкания Япетуса его кора субдуцировала под окраину Лаврентии, что за вершилось шарьированием на приблизившийся к зоне коллизии континент Балтика системы XVI Международная конференция, Воронеж- аллохтонов, включавших эклогитизированную океаническую кору [10]. Оформившийся в результате каледонского орогенеза эпикаледонский континент Лавруссия объединил крато ны Лаврентия, Арктида, Сибирский и Балтика;

два последних кратона разделялись Ураль ским бассейном – ответвлением Палеоазиатского океана.

Исследования поддержаны Программами Президиума РАН № 14 и ОНЗ РАН № 10.

ЛИТЕРАТУРА 1. Пущаровский Ю.М. Тектоническая карта Арктики масштаба 1:10 000 000. 1 лист. М.:

ГИН АН СССР, 1963.

2. Зоненшайн Л.П., Натапов Л.М. Тектоническая история Арктики // Актуальные проблемы тектоники. М.: Наука, 1987. С. 31-57.

3. Кузнецов Н.Б. Кембрийская коллизия Балтики и Арктиды – начальный этап "собирания" северной части позднепалеозойско-раннемезозойской Пангеи // Бюл. МОИП. Отд. геол.

Т. 84. Вып. 1. 2009. С. 18-38.

4. Филатова Н.И., Хаин В.Е. Кратон Арктида и неопротерозойские-мезозойские орогенные пояса Циркумполярного региона // Геотектоника. № 3. 2010. С. 3-29.

5. Li Z.X., Bogdanova S.V., Collins A.S., Davidson A., De Waele B., Ernst R.E., Fitzsimons I.C.W., Fuck R.A., Gladkochub D.P., Karlstrom K.E., Lu S., Natapov L.M., Pease V., Pisarevsky S.A., Thrame K., Vernikovsky V. Assembly, configuration, and break-up history of Rodinia: A synthesis // Precambrion Research. V. 160. 2008. P. 179-210.

6. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (2000 г.). М.: Научный Мир, 2001. 606 с.

7. Gee D.G., Tebenkov A.M. Sval'bard: A fragment of Laurentian margin // The Neoproterozoic Timanide Orogen of Eastern Baltica. Geol. Soc. London Memoir. V. 30. 2004. Р. 191 206.

8. Объяснительная записка к Тектонической карте Баренцева моря и северной части Европейской России масштаба 1:2 500 000. 2 листа карты / Ред. Богданов Н.А., Хаин В.Е.

М: Институт литосферы РАН, 1996. 101 с.

9. Пучков В.Н. Тектоника Урала // Геотектоника. № 4. 1997.

10. Ritzmann O., Faleide J.I. Caledonian basement of the western Barents Sea. TC5014 // Tectonophysics. V. 26. 2007. C. 1-20.

11. Хаин В.Е., Филатова Н.И. Океанические бассейны в предыстории Северного Ледовитого океана // Докл. РАН. Т. 432. № 6. 2010. С. 1-5.

УДК 550. ИЗУЧЕНИЕ СКОРОСТНОГО РАЗРЕЗА ЗЕМНОЙ КОРЫ МЕТОДОМ ПРИЕМНЫХ ФУНКЦИЙ ПО НАБЛЮДЕНИЯМ СЕЙСМОСТАНЦИИ "КЛИМОВСКАЯ" В.И. Французова1,2, Н.В. Ваганова1, Ф.Н. Юдахин1, Г.Л.Косарев3, С.И. Орешин Институт Экологических проблем Севера УрО РАН, г. Архангельск, Россия;

Сектор Сейсмического мониторинга Севера Русской плиты ГС РАН, г. Архангельск, Россия;

Объединенный Институт Физики Земли РАН им. О.Ю.Шмидта, г. Москва, Россия Комплексные исследования строения земной коры и мантии, сейсмичности и текто ники платформ, в частности, Севера Русской плиты, остается до сих пор актуальной пробле мой. Ее решение стало возможным с созданием Архангельской сети, включающей в себя ряд станций, оснащенных широкополосной аппаратурой, и службы сейсмологических наблюде ний в Архангельском сейсмологическом стационаре-обсерватории (АССО), позволившей к Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы настоящему времени накопить необходимые для исследований данные о телесейсмических землетрясениях.

Изучение структуры земной коры и мантии методом приемных функций обменных P, S-сейсмических волн (P, S receiver functions), разработанным в ИФЗ РАН [1, 2], начаты в АССО в конце 2008 года. Используемая для исследований методология обладает рядом пре имуществ, особенно важных для Архангельской сети, поскольку позволяет для получения представления о глубинном строении значительных по площади территорий проводить предварительные изучения отдельных участков среды по данным о телесейсмических земле трясениях на отдельных станциях. Известно, что Архангельская сеть включает небольшое число широкополосных станций, а телесейсмические события регистрируются сетью с хо рошим разрешением.


Первые результаты опробования этой методологии для выявления структуры коры и мантии в пределах 200-км участка под станцией Климовская (KLMR) были опубликованы в материалах конференций в 2009 году [3, 4].

В настоящем сообщении проводится обсуждение результатов исследования в рамках этой методологии скоростного разреза земной коры по наблюдениям той же станции KLMR.

Для исследования привлекались сейсмические записи широкополосных каналов (Z, N, E) цифровой аппаратуры типа SDAS, разработанной НПП Геотех+ совместно с Геофизиче ской Службой РАН с датчиками СМ3-ОС, обеспечивающей регистрацию событий в частот ном диапазоне 0.02-7.0 Гц, 16-разрядным АЦП и частотой опроса 20 отсчетов/сек. Можно отметить высокое качество записи этой станции из-за сравнительно невысокого уровня по мех, позволяющего обеспечить надежную обработку телесейсмических землетрясений.

Применяемая для исследований методология приемных функций основана на выделе нии обменных волн Ps и Sp, образующихся на границах в коре и мантии, при прохождении через них объемных (продольных и поперечных) волн от далеких землетрясений. Исходны ми данными являются широкополосные трехкомпонентные записи землетрясений, очаги ко торых расположены на расстоянии 35-90° от принимающей станции. Диапазон азимутальных направлений составлял от 0° до 180°, магнитуды от 5.0 до 7.2.

Алгоритм обработки в методе P-receiver functions направлен на выделение обменных волн на фоне других регулярных волн и случайных помех. В качестве основных процедур метод включает: частотную фильтрацию исходных записей, поворот осей и преобразование системы координат, стандартизацию компонент, получение индивидуальных приемных функций для каждого землетрясения, суммирование стандартизованных компонент от не скольких источников [1, 5].

На рис. 1 показана суммированная трасса, полученная по записям станции Климов ская. Представленная запись Q-компоненты описывает смещения в искомой обменной волне Ps и называются приемной функцией, она освобождена от влияния источника, является функцией приемника, характеризуют среду в пределах участка литосферы под станцией.

Рис. 1. Суммированная Q-компонента с применением длиннопериодного фильтра с частотой среза 0.2 Гц Проходя путь от границы обмена к поверхности с меньшей скоростью по сравнению с рефрагированной продольной волной Р, обменные волны Ps вступают на записи с некоторым запаздыванием по отношению к волне P. На рис. 1 по горизонтальной оси отложено время задержки tps обменной волны относительно падающей P-волны, а нуль совмещен с моментом падения продольной волны. Как указывалось выше, именно Q-компонента содержит обмен XVI Международная конференция, Воронеж- ную волну и именно она несет в себе информацию о границах обмена. На суммарной Q компоненте четко выраженные максимумы функций приемника объясняются образованием обменных волн Ps на подошве осадочного чехла и границе Мохоровичича (показаны на рис. стрелками). Большие амплитуды на временах от 10 до 30 сек на с/с KLM обусловлены нали чием многократных отраженных волн. Положительную полярность имеют волны Ppps, от раженные на свободной поверхности и получившие обмен-отражение на Мохо. В противо фазе к ним выходят волны Ppss, сформированные обменами-отражениями на свободной по верхности и отражениями на границе Мохо. Метод приемных функций позволяет также эф фективно выделять и более глубокие мантийные границы. Для выделения мантийных границ производится суммирование трасс для различных пробных глубин со сдвигом во времени относительно некоторого опорного эпицентрального расстояния, принятого равным 67 гра дусам, что соответствует значению дифференциальной медленности 6.4 сек/град. На рис. 2а представлен результат такого суммирования (СТЕК) сигналов обменных волн Ps, где наряду с границами кристаллического фундамента и Мохо видны сигналы от границ в мантии на глубинах 410 км и 660 км – границ зоны фазовых переходов (показаны стрелками). Времена задержки tps от различных границ в коре и мантии по данным с/с KLM представлены в табл. 1.

Полученные времена задержки tps от границ зоны фазовых переходов в мантии практически совпадают с данными группы SVEKALAPKO в Южной Финляндии [6], но су щественно меньше стандартных времен (табл. 1): для модели IASPEI tps(410 км) = 44.0 сек, tps(660 км) = 67.9 сек. Это говорит о чуть повышенных скоростях поперечных волн в верхах мантии на глубинах меньше 410 км в районе KLM и в южной части Балтийского щита. В пе реходной зоне между границами 410 км и 660 км разница во времени составляет 24.0 сек, что говорит о стандартной переходной зоне в мантии на глубинах 410-660 км. На втором этапе данные с/с KLM по обменным волнам Ps инвертированы в вариант сейсмических разрезов, представленных на рис. 2б. По перепадам скоростей четко выделяются подошва осадочного чехла и Мохо.

Таблица Времена задержки tps обменной волны относительно продольной от различных границ в коре и мантии Время запаздывания tps ± 0.1, сек Фундамент Мохо 410 км 660 км С/с Климовская (KLM) 0.6 4.3 42.4 66. Группа SVEKALAPKO ~ 6.0 42.3 66. IASPEI 91 44.0 67. Рис. 2. Структура земной коры и мантии в районе с/ст Климовская. а - суммированные приемные функции Ps волн (СТЕК) с выделением основных границ в коре и мантии;

б - скоростной разрез Vp и Vs Дополнительно путем обращения данных PRF был построен более детальный скоро стной разрез земной коры под с/с KLM. Для решения обратной задачи выбран метод регуля Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы ризации [7], при котором задача сводится к решению системы линейных уравнений, содер жащих в качестве параметров скорости продольных и поперечных волн (Vp, Vs), плотности () и мощности слоев. Для обращения использовалась кусочно-непрерывная модель с посто янными скоростями в слоях, состоящая из семнадцати слоев в пределах глубин 0-52 км, ле жащих на полупространстве. Вариации скоростей поперечных волн выполнялись с фиксиро ванными отношениями скоростей Vp/Vs = 1.732 в коре и Vp/Vs = 1.8 в мантии. Плотность зада валась по Берчу [8]. Использовалась следующая схема обращения данных PRF: по исходной модели рассчитывалась синтетическая Q-компонента (приемная функция), которая сопостав лялась с аналогичной, полученной по экспериментальным данным с/с Климовская. Затем ис ходная модель варьировалась вышеуказанным способом и уже по варьированной модели проводился расчет синтетической Q-компоненты с последующим сопоставлением ее с экс периментальной. Итерационный процесс продолжался до сходимости с заданной точностью синтетической и экспериментальной Q-компонент, по завершению которого последняя варь ированная модель принималась за близкую к реальной. Расчеты проводились по програм мам, разработанным в ИФЗ РАН Г.Л. Косаревым [9].

Полученная уточненная модель земной коры до глубин 50-55 км вместе с исходной скоростной моделью представлена на рис. 3б, фрагменты сопоставления функций приемника для исходной и выходной моделей земной коры с наблюденной – на рис. 3а. Полученный скоростной разрез дает представление о структуре земной коры в подстанционной области.

Здесь следует отметить, что данный разрез представляет собой один из нескольких десятков моделей, удовлетворяющих исходным данным в рамках "ленты разброса", полученных при инверсии.

Рис. 3. Результаты инверсии функций приемника Ps волн Обсуждение результатов. По цифровым трехкомпонентным записям широкополос ной станций Климовская методом функций приемника (P-receiver functions) определена структура земной коры и верхней мантии в районе Севера Русской плиты, выделены основ ные границы в коре и мантии: граница кристаллического фундамента на глубине порядка 1 км, раздел Мохо на глубине 35-36 км, границы зоны фазовых переходов в мантии на глу бинах 410 км и 660 км. Путем обращения данных PRF получена скоростная модель земной коры под Климовской.

Для оценки полученных методом приемных P-функций, проведено сопоставление с данными работ по изучению строения земной коры и мантии методами ГСЗ, МОВЗ, КМПВ, МОВ-ОГТ, взятых из разных литературных источников [10-13]. Отметим, что изучаемая нами территория располагается западнее станции Коноша и принадлежит к зоне погружения на юго-восток кристаллического фундамента Балтийского щита в пределах Онежского вы ступа, на большей части которого мощность согласно [10] осадочного чехла не превышает 1000-1500 метров. Переход в глубинах залегания магнитных пород фундамента достигает у станции Коноша 500-1000 метров, на бортах Воже-Лачской и Вагской депрессии 1000- метров. Это подтверждается также данными В.И. Макарова [14], взятых им, в свою очередь, из геологических карт [11, 13]. В отчете указывается, что сейсмостанция Климовская нахо XVI Международная конференция, Воронеж- дится в зоне сочленения Воже-Лачского прогиба и западным окончанием Коношского под нятия, а мощность осадочного слоя в этом районе более 1000 км [14]. Кроме того, близкие значения глубины кристаллического фундамента получены в результате комплексной интер претации геофизических исследований Центра Геон, проводимых по профилям АГАТ IV и АГАТ V, и отраженных в публикациях сотрудников Центра С.Л. Костюченко и А.В. Егорки на [11, 12]. В частности, как следует из карт рельефа поверхности фундамента, взятой из ра боты [11], глубина кровли фундамента определяется по двум близкорасположенным изогип сам 1000-1500 м (рис. 4а), а рельеф поверхности Мохо - парой изогипс на глубинах 38-40 км (рис. 4б).

Рис. 4. Схемы рельефов поверхности фундамента и Мохо Мезенской синеклизы [11]. а релье фы поверхности фундамента;

б рельефы поверхности Мохо. Изогипсы фундамента: 1 – дорифей ского;


2 – рифейского;

3 – рифтогенные грабены и трансформные разломы;

4 – граница синеклизы;

– выходы на дневную поверхность рифейских образований на Тиманском кряже;

6 – изучаемая зона Таким образом, получен вариант скоростного разреза земной коры и определена структура верхней мантии в пределах 200-км зоны под станцией Климовская. Наиболее ус тойчиво выделены границы: Мохо на глубине 36 ± 2 км и кристаллического фундамента на глубине 1.0-1.5 км, что хорошо подтверждается результатами сейсморазведочных работ [11, 13].

Примечательно, что на выходном разрезе (рис. 4б) на глубинах 8-12 км отмечается зона пониженных скоростей с перепадом Vp = 0.13 км/с и Vs = 0.07 км/с, также выделяемая по геологическим данным [15, 16].

ЛИТЕРАТУРА 1. Vinnik L.P. Detection of waves converted from P to S in the mantle. // Physics of the Earth and Planetary Interiors, 15. 1977. Р. 39-45.

2. Langston C.A. Strukture under Mount Rainier, Washington, inferred from teleseismic body waves // Jornal of geophysical research. V. 84. 1979. P. 4749-4762.

3. Ваганова Н.В., Косарев Г.Л., Орешин С.И., Французова В.И., Юдахин Ф.Н., Винник Л.П.

Первый опыт применения метода приемных функций для изучения строения литосферы Севера Русской плиты // Геодинамика. Глубинное строение. Тепловое поле Земли. Ин терпретация геофизических полей. Пятые научные чтения памяти Ю.П. Булашевича. Ма териалы. Екатеринбург: ИГф УрО РАН, 2009. С 60-64.

4. Ваганова Н.В., Юдахин Ф.Н., Винник Л.П., Французова В.И., Косарев Г.Л., Орешин С.И.

Предварительные результаты изучения глубинного строения участка юго-запада Русской плиты методом приемных функций // Геологические опасности: Мат. XV Всерос. конф. с Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы международным участием / Отв. ред. чл.-корр. РАН Ф.Н. Юдахин. – Архангельск, ИЭПС УрО РАН, 2009. С. 112-115.

5. Бурмаков Ю.А., Винник Л.П., Косарев Г.Л. и др. Структура и динамика литосферы по сейсмическим данным. – М.: Наука, 1988. – 221 с.

6. Kozlovskaya E., Kosarev G., Aleshin I., Riznichenko O.and Sanina I. Structure and composition of the crust and upper mantle of the Archean–Proterozoic boundary in the Fennoscandian shield obtained by joint inversion of receiver function and surface wave phase velocity of recording of the SVEKALAPKO array. Geophys. J. Int. 2008. Р. 135-152.

7. Тихонов А.Н., Арсенин В.Ю. Методы решения плохо обусловленных задач. М.: Наука, 1979. 288 с.

8. Birch F. The velocity of compressional waves in rocks in 10 kilobars, part 2 // J. geophys. Res.

V. 66. 1961. Р. 2199-2224.

9. G. L. Kosarev, L. I. Makeyeva and L. P. Vinnik, Inversion of teleseismic P-wave particle mo tions for crustal structure in Fennoscandia, PEPI. V. 47. 1987. Р. 11-24.

10. Барковский А.Н., Оганесов Ю. Н. Тектоника платформенного чехла // Тектоника Севера Русской плиты / Под. Ред. В. А. Дедеева, С.И. Домрачева, Л.Н. Розанова. Ленинград:

Недра, 1969. С. 31-37.

11. Костюченко С.Л. Структура и тектоническая модель земной коры Мезенской синеклизы по результатам комплексного геолого-геофизического изучения // Разведка и охрана недр. № 5. 1995. С. 2-7.

12. Егоркин А.В. Геологическая информативность многоволнового ГСЗ на примере изучения Севера Европейской части // Региональная геология и металлогения. № 10. 2000.

С. 85-89.

13. Губайдуллин М.Г. Региональные геолого-геофизические модели литосферы // Литосфера и гидросфера европейского Севера России. Геоэкологические проблемы. Екатеринбург:

УрО РАН, 2001. С. 57-67.

14. Отчет о научно-исследовательской работе Изучение закономерностей проявления сейс мичности и геодинамических процессов в северных окраинных зонах Восточно-Евро пейской платформы 2008 г., № госрегистрации 0120.0604339. 2008.

15. Булин Н.К. Об одной сейсмической границе в консолидированной земной коре Евразии // Изв. РАН СССР. Сер. Геофизика. № 8. 1974. С.5-25.

16. Иванов С.Н. Отделитель (о природе и значении геофизической границы К1) // Докл. АН СССР. Т. 311. № 2. 1990. С. 428-431.

СИСТЕМА СЕЙСМОМОНИТОРИНГА И УДАЛЕННОЙ ПРЕДУПРЕДИТЕЛЬНОЙ СЕЙСМИЧЕСКОЙ ЗАЩИТЫ РЕАКТОРНЫХ УСТАНОВОК Б.В. Хилков1, А.А. Лопанчук1, А.Г. Дмитриенко2, А.А. Папко Проектно-конструкторский филиал ФГУП концерн Росэнергоатом, г. Москва, Рос сия;

ОАО НИИФИ, г. Москва, Россия В настоящее время на существующих АЭС РФ, Украины, Болгарии сейсмическая за щита реакторных установок осуществляется с применением трехкомпонентных сейсмодат чиков СД 4 и БСД 1, устанавливаемых на фундаменты сооружения в непосредственной бли зости от реакторной установки. Высокое качество указанных сейсмодатчиков обеспечено применением в них акселерометров уравновешивающего преобразования разработки ОАО НИИФИ, выполненных с применением современных технологий микросистемной техники, позволивших решить противоречивую проблему одновременного повышения точности, чув XVI Международная конференция, Воронеж- ствительности, значительного расширения полосы пропускания в области низких и высоких частот и обеспечения самых жестких требований к электромагнитной совместимости. Кроме того, применение акселерометров в составе сейсмодатчиков БСД 1 и СД 4 обеспечивает та кие конкурентные преимущества, как возможность диагностирования состояния всего изме рительного тракта с проектной периодичностью (от 5 до 30 минут) и возможность поверки непосредственно по месту эксплуатации без демонтажа сейсмодатчиков с фундаментов.

Более высокую степень безопасности защищаемых объектов обеспечивает реализация концепции построения систем предупредительной сейсмической защиты с установкой сейс модатчиков на значительном удалении от основного оборудования и сооружений АЭС (уда ленного конфигурирования).

Стратегические задачи, решаемые при реализации указанной концепции, заключают ся:

в сборе объективной информации о фактическом сейсмическом состоянии района разме щения АЭС на проектной и строительной станциях работ;

в сейсмомониторинге района АЭС на станциях эксплуатации и получении информации для прогнозирования и оценки предполагаемых сейсмических событий;

в выдаче сигналов оповещения и предупредительной аварийной остановки реактора при сейсмических процессах, близких к расчетным.

Для решения перечисленных задач необходимо:

создание типового проекта бункера для размещения и защиты сейсмодатчиков от влия ния окружающей среды и несанкционированного воздействия на него;

оценка влияния установки сейсмодатчиков на малогабаритном основании на точность передачи сейсмоускорения к чувствительным элементам;

замена проводных линий связи на беспроводные;

создание новых алгоритмов управления работой сейсмодатчиков и новых интерфейсов связи с технологическими подсистемами АЭС;

адаптация схемно-конструктивных решений системы к различным способам электро питания.

По мере претворения в жизнь текущих планов развития атомной энергетики террито риальный разброс площадок АЭС, особенно в Европейской части России, существенно со кращается. В этой связи становится актуальной задача интеграции внутриотраслевых ло кальных мониторинговых сетей предупредительной сейсмической защиты с региональными, российской и мировой системами наблюдений, исследований и прогнозирования сейсмиче ских процессов (рис. 1).

Процесс интеграции эволюционно позволит:

на уровне АЭС решить задачи удаленной предупредительной сейсмической защиты реак торных установок;

на региональном уровне осуществлять текущую региональную сейсмическую аналитику;

на уровне аналитического центра РАН РФ (в настоящее время ГС РАН) вести разработку фундаментальных методологий и прогнозирование развития сейсмических событий.

Гарантией успешного выполнения инновационного проекта систем предупредитель ной сейсмической защиты является участие в нем ОАО НИИФИ, имеющего значительный опыт разработок и современный уровень серийного производства высокоточных и надежных датчиков различных физических величин, акселерометров, сейсмодатчиков (сейсмоприем ников), телеметрических систем с применением современных методов обработки информа ции в атомной энергетике.

Положительные результаты эксплуатации трехкомпонентных сейсмодатчиков СД на АЭС России, Украины, Болгарии, Индии, разработанных в ОАО НИИФИ, позволяют с оптимизмом оценивать ближайшие перспективы создания систем предупредительной сейс мической защиты нового поколения.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы КОНЦЕРН АЭС РАН РФ РОСЭНЕРГОАТОМ Аналитический Регион Мониторинг центр Кризисный центр ЗАКОНОДАТЕЛЬНЫЕ И ПРА ВИТЕЛЬСТВЕННЫЕ СЛУЖБЫ СЕЙСМИЧЕСКИЕ МЧС РФ РФ ПРОЦЕССЫ МИРОВАЯ СИСТЕМА СЕЙСМОНАБЛЮДЕНИЙ Рис. Схема интеграции локальных мониторинговых сетей для прогнозирования и управления процессами сейсмической безопасности на АЭС России УДК:550. СЕЙСМИЧЕСКАЯ ТОМОГРАФИЯ МАНТИИ ПОД ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМОЙ.

Т.А. Цветкова Институт геофизики им. С.И.Субботина НАНУ, г. Киев, Украина 3D P-скоростная модель мантии под Восточно-Европейской платформой (ВЕП) была получена как решение задачи сейсмической томографии методом Тейлорового приближения, предложенного В.С.Гейко [1]. Метод не зависит от выбора референтной модели (модели на чального приближения). Полученная модель является оптимальной в среднеквадратичной метрике по отношению к использованному множеству данных о первых вступлениях Р-волн в рамках принципиальной модели интерпретации, включающей априорные предположения, теорию, методику и численные методы решения задачи обращения, параметризацию скоро стной функции и другие регуляризирующие факторы.

Использованы два априорных ограничения: 1) скорость – непрерывная функция про странственных координат;

2) функция v(r) / r, где r – радиус в сферической системе коорди нат (r,, ) не убывает с глубиной. Указанные ограничения связаны с использованной сис темой наблюдений.

Решение может быть представлено как в сферической, так и в декартовой системе ко ординат. Результаты представлены в виде горизонтальных, долготных и широтных сечений в XVI Международная конференция, Воронеж- декартовой системе координат. 3D P-скоростная модель мантии под Восточно-Европейской платформой рассматривается в контексте 3D P-скоростной модели мантии под Евразией и ее окружением. Для 3D P-скоростной модели мантии под Евразией и ее окружением получена обобщенная модель средней скорости, использованная как референтная модель при пред ставлении результатов z d dd Vaver ( z ) = z, ( ) V (,, ) 0 s ( ) где S() – сечение области обобщения на глубине, а () его площадь в координатах,.

Определение высоких и низких скоростей в горизонтальных сечениях проведено от носительно указанной референтной модели. Долготные и широтные сечения представлены в виде изолиний невязок: = V Vaver.

В качестве исходных данных были использованы времена прихода первых вступле ний Р-волн, представленные в бюллетенях ISC за период 1964-2005 г.г Полученные резуль таты освещают мантию: в интервале 30°с.ш. 50°с.ш. до глубины 2500 км, в интервале 50°с.ш. 60°с.ш. до 1700 км, в интервале 60°с.ш. 70°с.ш. до 1000 км, в интервале 70°с.ш.

80°с.ш. до 850 км. Учитывая различную освещенность мантии по глубине, модель представ лена до глубины 850 км.

Анализ полученной модели позволяет получить следующие выводы.

1. Общей скоростной характеристикой полученной модели мантии под ВЕП является слоистое скоростное строение, характеризующееся инверсным изменением фоновых скоро стей от слоя к слою, а именно: высокоскоростной слой томографической литосферы (скоро стная характеристика верхней мантии), низкоскоростной слой Голицына-Гейко (скоростная характеристика переходной зоны верхней мантии), высокоскоростная зона раздела-I, низко скоростная средняя мантия, высокоскоростная зона раздела-II, низкоскоростная нижняя ман тия. Мантия под окружением ВЕП, кроме восточной части и Баренцево-Печорской платфор мы, характеризуется общей инверсией по отношению к приведенным скоростным характе ристикам мантии под ВЕП.

Согласно полученным горизонтальным сечениям по скоростным характеристикам томографическая литосфера под ВЕП может быть разделена на три слоя: 50 ± 100 км, 100 ± 25 км 200 ± 25 км, 200 ± 25 км подошва слоя томографической литосферы.

Скоростная граница мантии под ВЕП определяется нулевой изолинией невязок скоро сти для широтных и меридиональных сечений в соответствии с общей скоростной характе ристикой. Мантийная скоростная граница под ВЕП, в целом, не совпадает с тектонической границей ВЕП, наиболее соответствуя последней на глубине 50 км. Изменение границы с глубиной достигает своего максимума в слое Голицына-Гейко. Согласно особенностям из менения скоростных характеристик выделяется пограничная область, определяющая взаимо связи мантии под ВЕП и ее окружением. При этом происходит как распространение низко скоростного слоя из окружения мантии под ВЕП по слою томографической литосферы, так и проникновение высокоскоростных слоев слоя Голицына-Гейко окружения ВЕП в низкоско ростные слои Голицына-Гейко мантии под ВЕП, образуя при этом вилку. Нижний низко скоростной слой вилки распространяется, как правило, в среднюю мантию. Будем считать такую скоростную пограничную область активизированной I типа (СПГ). К этому типу отно сится мантия под южной, западной и восточной окраинами ВЕП. Западная часть СПГ испы тывает влияние мантии под северо-востоком Атлантики, южная палеозойской Европы и Альпийского пояса. Восточная часть мантии под ВЕП, испытывает влияние мантии под За падно-Сибирской плитой, по скоростным характеристикам, представляющая другой тип мантии. Граница распространения СПГ представлена на рис. 1.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Рис. 1.

В целом, мантия под ВЕП по скоростным характеристикам может быть разделена на три части: мантия пограничной области взаимодействия, испытывающая активизацию I типа;

мантия под ВЕП, определяющаяся относительной выдержанностью скоростных параметров;

мантия под восточной частью ВЕП, с одной стороны относящаяся к СПГ, с другой связан ной со скоростными характеристиками мантии под Западно-Сибирской плитой. Основная часть мантии под ВЕП определяется глубиной залегания томографической литосферы, изме няющей в пределах 350-400 км с невязками, изменяющимися в пределах 0-0.25 км/сек., мощ ностью 200-250 км слоя Голицына-Гейко, ярко выраженной неоднородностью слоя Голицы на-Гейко (невязки скорости до 0.40 км/сек.), наличием высокоскоростной зоны раздела-I.

На этом фоне выделяются скоростные области, характеризующиеся распространением низ ких скоростей из средней мантии в вышележащие слои высокоскоростной слой зоны раз дела-I, низкоскоростной слой Голицына-Гейко. Это приводит либо только к уменьшению мощности слоя томографической литосферы до 350-200 км, к появлению в большинстве слу чаев скоростных дислокаций Ю. Щукина, аналогичных коровым скоростным крокодилам Майснера. Отмечается приуроченность таких дислокаций к авлакогенам ВЕП. Как активизи рованные скоростные области II типа будем определять области, соответствующие локаль ным выходам низких скоростей из средней мантии (САО). Выделяются наклонные высоко скоростные слои, в основном, приуроченные к СПГ и подчеркивающие влияние на мантию под ВЕП мантии под окружающими геодинамическими областями – Западно-Сибирской, Центрально-Азиатской, Альпийской и Скандинавской (Атлантической).

По скоростному строению мантия под Баренцево-Печорской платформой связана с мантией под ВЕП. Система наблюдений не позволяет выделить общую с мантией под ВЕП северную границу общей мантийной области. Можно предположить, что она связана с рас пространением скоростных мантийных слоев от Арктического океанического хребта на юг.

Отсюда следует, что согласно полученной скоростной модели, мы можем утверждать, учи тывая сию секундность полученной модели, о присутствии в мантии под ВЕП и Баренцево Печорской платформой как горизонтальных, так и вертикальных процессов. По поведению XVI Международная конференция, Воронеж- скоростных характеристик можно предположить, что мантия находится в неравновесном со стоянии.

ЛИТЕРАТУРА 1. Geyko V.S. А general theory of the seismic travel-time tomography // J. geophys. Res. № 2.

2004. Р. 3-32.

УДК 550.831+550.34+551.24(470.53) РЕГИОНАЛЬНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ ПЛАТФОРМЕННОЙ ТЕКТОНИКИ И ОСОБЕННОСТИ РАЗМЕЩЕНИЯ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В ПРЕДЕЛАХ ТЕРРИТОРИИ ПЕРМСКОГО КРАЯ М.С. Чадаев1, В.А. Гершанок2, Р.Г. Ибламинов2, А.В. Мичурин Горный институт Уральское отделение РАН, г. Пермь, Россия Пермский государственный университет, г. Пермь, Россия Сейсмические зоны имеют определенную связь с тектоническими элементами, в том числе с системой существующих разломов. Перемещение разновозрастных блоков фунда мента по тектоническим нарушениям приводит к неуравновешенному состоянию геологиче ской среды. В этом плане широкие возможности по исследованию глубинной геологии и геодинамических явлений [1-6] обеспечиваются, в первую очередь, гравитационным и маг нитным полями. Детализирующее и уточняющее значение имеют данные свехглубокого и глубокого бурения, ГСЗ, сейсмологии и других методов геофизики, геологии и геохимии.

Выполнен анализ тектоники области, являющейся частью геодинамически неустой чивой Кизеловско-Камской зоны первого порядка [1]. Применен [5] совместный анализ гра витационной и магнитной карт (способ адмиттанса). Нормированные отношения величин двух полей рассматриваются как функция отклика на строение и вещественный состав пород геологической среды.

Изучаемая область (рис. 1) ограничивается с севера Чермозским и с юга – Кунгурским глубинными разломами, выделяя компоненты специфичной тектонической активизации. Эта область включает Пермский свод по поверхности фундамента. Для нее характерны [5] резко проявляющиеся мозаичные аномалии адмиттанса, достигающие в восточной части области максимальных значений. Причиной этого, по-видимому, являются тела эклогитов, имеющие повышенную плотность и пониженную магнитную восприимчивость. В нескольких скважи нах были вскрыты магматические породы. Минимальная глубина до поверхности фундамен та на Пермском и Кунгурско-Красноуфимском сводах составляет примерно 3 км. Согласно [2], северо-западнее г. Перми мантийно-коровые источники гравитационных аномалий нахо дятся на глубинах до 40-45 км. В районе г. Перми и северо-восточнее него на глубинах от до 15 км проявляются внутрикоровые источники. На территории западной части зоны ано малии обусловлены, в основном, строением осадочного чехла и имеют глубину от 1 до 9 км.

В осевой части рассматриваемой области (примерно на широте г. Перми) фрагмен тарно прослеживается глубинный широтный разлом, разделяющий область землетрясений на две ветви. В восточном направлении вся область, по-видимому, достигает зоны Главного Уральского Разлома (ГУР).

В восточной части рассматриваемой области сосредоточиваются эпицентры боль шинства землетрясений, зарегистрированных в Пермском крае. По оценкам источники зем летрясений распределены во всем интервале земной коры, причем большинство их связано с верхней частью кристаллического фундамента.

Структура, свойства, динамика и минерагения литосферы Восточно-Европейской платформы Рис. 1. Схема глубин источников аномалий поля силы тяжести и эпицентров землетрясений: – источники: а) мантийнокоровые, б) внутрикоровые, в) в верхней части фундамента, г) в осадоч ном чехле;

2 – разломы, разделяющие неоднородные зоны фундамента [2, 5];

3 – наибольшие величи ны адмиттанса [5];

4 – эпицентры землетрясений [1];



Pages:     | 1 || 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.