Новейшая тектоника и геодинамика литосферы

Н.И.Никсшаев
Новейшая
тектоника
и геодинамика
литосферы
М ОСКВА «Н Е Д Р А » 1988
УДК 551.24
Н иколаев Н. И. Н овейш ая тектоника и геодинамика литосферы.— М.: Н едра,
1988,— 491 с.: ил.
Анализирую тся последние достиж ения в изучении новейшей тектоники, впервые
систематизированно излагаю тся ее теоретические и методические основы. Рассм атри­
ваю тся механизмы, свойства и природа тектонических движений. Освещается совре­
менное состояние вопроса геодинамики сейсмических движений, содерж ания сейсмотек­
тонического ан ализа и прогноза землетрясений. О бсуж даю тся проблемы геодинамики
техногенных движений, имеющих большое значение для охраны окружающей среды
и решения актуальны х народнохозяйственных задач.
Д л я научных работников — геологов, геофизиков, сейсмологов, географов; мож ет
быть полезна студентам геологических и географических ф акультетов вузов и универ­
ситетов.
Табл. 8, ил. 143, вкладка, список лит.— 81 назв.
Р е ц е н з е н т Г. И. Рейснер, д-р геол.-минер, наук.
„
1904030000—036
0 4 3 (0 1 )—88
?c
ISBN 5—247—01155—4
97
(g) И здательство «Недра», 1988
Памяти сына — геолога,
доктора н а у к
Петра Н и к о л а е в и ч а
Николаева
Предисловие
В книге обобщ ены м атер и ал ы , полученные ио неотектонике за п о­
следние годы. П редм ет исследований неотектоники и современной гео­
динамики литосферы очень широк, поэтому р я д проблем, о св ещ ав ш и х ­
ся автором в ранее изданны х книгах, или совсем опущен, или з а т р а г и ­
вается в самой общей форме. К т ак и м проблем ам , наприм ер, относится
использование неотектоники: в геоморфологическом синтезе, д л я с т р а ­
тиграфии новейших отлож ений и понимания их генетических типов,
общих вопросов геотектогенеза и геоморф огенеза и др. В нее включен
новый разд ел экологической неотектоники. Р а с с м а т р и в а е м ы е в книге
проблемы чрезвычайно обширны и число п убликаций по ним очень в е ­
лико. Большинство этих публикаций были использованы в данной р а ­
боте, хотя в тексте упомянуты немногие из них.
Д л я понимания неотектоники требуется изучение разли чн ы х а с ­
пектов тектонических движ ений и ф орм и рован ия тектонических стр ук­
тур, выявление механизмов их об р азован ия, влияния их на обли к Зем л и,
проявления различны х геодинамических процессов. П оэтом у автор
включил в книгу главу, посвященную вопросам методики и методоло­
гии неотектонических исследований. О сновная з а д а ч а ее — д о к а з а т ь
необходимость применения комплексного подхода.
П оявление данной книги о к а зал о сь возм ож н ы м только в р езу л ь тате
критической оценки исследований, проведенных р ан ее к а к в С С С Р , т а к
и за рубежом. Н а ч и н а я раб оту н а д этой проблемой в 30-х гг. в тесном
контакте с В. А. Обручевым и С. С. Ш ульцем, на протяж ени и посл ед ­
них 50 лет автор д в а ж д ы о б общ ал все сведения по неотектонике.
В первой монографии (1948 г.) были подведены итоги по неотектонике,
которая впервые в мире оф ор м и л ась в новую, научную дисциплину.
Во второй монографии (1962 г.) обобщ ены м атери алы , накопивш иеся за
13 лет, которые способствовали созданию первой в мире карты новей­
шей тектоники С С С Р .
С тех пор наукой о З е м л е были получены принципиально новые
сведения, позволивш ие в главнейш их чертах выявить неотектонику не
только континентов, но и океанов. Особенно расш и рило понимание нео­
тектоники появление в С С С Р совершенно новых, оригинальны х карт
новейшей тектоники, охвативш их территорию Советского Сою за и всего
мира в целом. Больш инство из них со зд ав ал ось при участии и под р у ­
ководством автора. В течение многих лет автор, я в л я я с ь президентом
М еж дународной Комиссии по неотектонике И Н К В А и консультантом
Ю Н Е С К О по сейсмическим явлениям, связан ны м с инж енерной д е я ­
тельностью человека, о б щ а л с я с многими зар у б еж н ы м и специалистами.
Это позволило ему о б су ж д ат ь с ними р яд принципиальны х вопросов по
неотектонике и геодинамике и обобщ ить огромный м атер и ал по миро­
вой литературе.
3
Почти за 25 лет, прош едш их после вы хода второй монографии, по­
явилось огромное число новых публикаций. О днако ка к в С С С Р , так и
за рубеж ом отсутствует книга, которая д а л а бы общую сводку по
п робл ем ам неотектоники.
В п ред ла гаем о й читателю новой монографии суммированы все ре­
зу л ь таты исследований по р ассм атр иваем ой теме. Автор надеется, что
ее появление восполнит пробел в вопросах неотектоники и книга будет
полезна ш ироком у кругу специалистов разны х направлений.
В процессе работы над книгой автор о б су ж д ал многие проблемы
с разн ы м и специалистами. Больш инство из них входило в коллективы
составителей к а р т неотектоники. Всем им он приносит глубокую б лаго­
дарность. Их мнение по различны м вопросам в той или иной мере уч­
тены автором. Особую б лагодарно сть автор в ы р а ж а е т академику
A. А. Т рофимуку, В. К. Кучаю, и своим сотрудникам А. А. Н ай м арку,
B. И. Ш убняковой, Л . А. Сим, О. А. Воейковой и др.
Глава
I
НЕОТЕКТОНИКА, ЕЕ СТА Н О ВЛЕН И Е
И СОВРЕМ ЕННОЕ СОСТОЯНИЕ
О БЩ И Е П О Н Я Т И Я , О П Р Е Д Е Л Е Н И Я , Т Е Р М И Н О Л О Г И Я
Чем занимается неотектоника. Н еотектоника (или н овейш ая т ек то­
н и к а ) — составная часть геотектоники. П оследню ю часто р а с с м а т р и в а ­
ют как науку, содерж ащ у ю теоретические основы синтеза м атер и ал о в и
выводы главны х отраслей геологии, и нередко считаю т д а ж е теорией,
«философией» геологической науки в целом. .
Неотектоника тесно соприкасается с другими н аукам и о Зем ле, в
той или иной мере изучаю щ ими медленные й быстрые д ви ж е н и я земной
коры, вопросы их кинематики и динамики (рис. 1). Все они тесно с в я з а ­
ны между собой, нередко имеют близкие цели и зад ач и , но реш аю т их
на своих объектах изучения и с применением своей методики. К а ж д а я
отрасль наук о З е м л е распол агает данны ми, прям о или косвенно с в я ­
занными с неотектоникой. П оэтому неотектонику следует р ас см а тр и в ать
как м еждисциплинарную отрасль науки, всегда использую щ ей ш ирокий
круг различны х методов.
Неотектоника заимствует факты , говорящ ие о проявлении тектони ­
ческих движений, и обобщ ения из разли чн ы х н аук (см. рис. 1). И х со­
четания, составляю щ ие подобранны е системы данны х, яв л яю тс я особым
предметом исследований неотектоники, которая по-своему их и нтер­
претирует, о т о б р а ж а е т картограф и чески и дополняет собственными
обобщениями. А нализ так и х систем позволяет выявить новые качества
(эмержентные свойства), у к а зы в аю щ и е на проявления д виж ений земной
коры и отраж ен ие их в новейших структурны х ф орм ах, получить кото­
рые методами к а ж д о й отдельно взятой науки невозможно. Рис. 1 д ает
некоторое п редставление о соотношении неотектоники с другими дис­
циплинами.
Н а нем о тр аж ен о с о д ер ж ан и е прогноза зем летрясений,
частной, но в аж н ой в научном и социально-экономическом отношениях
комплексной проблемы, реш ение которой д ает не только сейсмология,
но в равной мере и геодезия, гидрогеология, сейсмотектоника, тектонофизика, геохимия, геофизика, космология, а т а к ж е неотектоника и гео­
тектоника. Все эти дисциплины объедн яю тся общей зад ач ей — изучени­
ем многочисленных предвестников зем летрясений, которые специально
будут описаны в книге.
Н овей ш ая тектоника р ас см а тр и в ае т развитие структур земной коры
и ее изменения за сравнительно короткий, но специфический период
жизни Земли, под влиянием тектонических д виж ений и деф орм аций,
связанных с развитием Зе м л и в целом. В дальн ей ш ем и злож ении т ер ­
мин неотектоника (при отсутствии специальны х оговорок) в клю чает и
современную тектонику, а т а к ж е вопросы природы д виж ений и м е х ан и з­
мы их проявления, объединяемы е в понятие геодинамика.
Тектонические процессы н ар уш аю т или во сстанавл и ваю т р ав н о вес­
ное состояние в оболочках Зем ли. Они разв и ва ю тся под влиянием
космических и п лан етарн ы х факторов, таких, к а к изменение скорости
вращения Зем л и, изменение гравитационного поля, приливы в твердой
Время
Интенсивность
Место
I
Воздействие
на зем ную
поверхност ь
t
Сейсм ологии --- ► ["! р о г
Геодезия ■-
/
/
з е м л е т р я с е н и й
Сейсм ическое Долгосрочный
районирование
~ Ш лет
Фи зи ческая
география
Г идрогеология,у
О кеано логия
/
н оз
Общее
инженерная
геология
X
М икрорайо-
Краткосрочн ы й
нирование
Детальное
Оперативный
(дни, часы)
Изучение
пред вестников
С ейсм огеом орф ология
Гео м о р ф о л о г и я ^ Н Е О Т Е К Т О Н И К А ^ Сейсм огеология
| К
АI
С ей см отекто н и ка
\\
|/
^
II
Палеогеография ^ _ r F O T F К Т О н и к д ^ _ т
_l.
^ ^
± -'
V ™ к>™ Т е к т о н о ф и з и к а
ГКэл ео текто н и ка ^
ТЕКТО Н И КА
^
,
Л1
Х и м и я —* Гео х и м и я
П етрология
И сторическая геология
f
К
t
а
р
t
t
т
Г
о
г
р
т
N. Г е о ф и зи к а 4— Ф и зи ка
Планетологии
Т
t
а
t
Л о г и к о - м атем атические
ф
t
и
Г
н ауки
я
Рис. 1. В заимосвязь неотектоники
с другими дисциплинами, изучаю­
щими медленные и быстрые дви­
ж ения
оболочке Зем л и, р азл и чн ы х геофизических, геохимических и петрологи­
ческих процессов, а т а к ж е процессов денудации и аккумуляции, и по­
рой бы вает очень трудно провести границу м е ж д у тектоническими и
нетектоническими д виж ениям и. У казан н ы е динамические процессы —
яв л ен и я общеземного, глобального охвата, которые не имеют простран­
ственных ограничений ни при их наблюдении, ни в изучении и истолко­
вании их. И стория геотектоники показы вает, что ее развитие о т р аж ал о
господствовавш ие теоретические представления, изменявшиеся с р а з ­
витием методов исследований. К а к отмечал Н. С. Ш атский, на ранних
э т а п а х разви тия геотектоники внимание сосредоточивалось на изуче­
нии структурны х л и н и й ,.п о зж е — площ адей, и, наконец, объемов. В на­
стоящ ее ж е врем я в связи с успехами геофизики, космонавтики, п лан е­
тологии в неотектонике и геотектонике снова стал а проявляться тенден­
ция к изучению структурны х линий — линеаментов и всестороннего
а н а л и з а трехм ерны х тел — объемов, п редставляю щ их структурные фор­
мы разн ы х порядков, вплоть, до формы геоида.
Следует выделить три .особенности неотектоники к а к научной дис­
циплины. П е р в а я -— время'. Н еотектоника изучает проявление тектониче­
ских д виж ений и их результатов геологически, в очень короткий отре­
з о к времени позднего, кайонозоя, оцениваемого приблизительно в 35—
40 млн. лет. При этом н аи б о л ь ш ая интенсивность новейших движений
п ад ает на последние 5— 10 млн. лет. Чтобы почувствовать значение
этих цифр в 4,5-миллиардной истории геологического времени, можно
уподобить их нескольким к а д р а м в полнометраж ной киноленте. Вто6
рая — наглядность проявления результатов, о тр аж ен и е в структурны х
формах, часто вы раж ен н ы х в рельефе земной поверхности. Н еотекто ­
ника изучает тектонические д ви ж ен и я и следствия их п роявлен ия в
«чистом» виде, не зам аск ир ован н ы е нал ож ен и ем д виж ений других т е к ­
тонических циклов. Это позволяет л учш е понять реконструируемы е тек ­
тонические движ ения геологического прошлого путем применения мето­
дов аналогии и ак ту ал й зм а. Третья
особенность — возм ож н ость
изучения современных д виж ений посредством применения различны х
инструментальных методов, не применимых для' ран ее п роявлявш и хся
движений геологического прошлого, что позволяет д а в а т ь их количест­
венную оценку. Р а зн о о б р а зн ы е инструментальны е наблю дения на спе­
циальных геодинамических полигонах даю т возмож ность познания при­
роды тектонических д виж ений и их прогнозирования. Вопросы, р е ш а е ­
мые с учетом данны х неотектоники, позволяю т .'считать ее весьма п ерс­
пективным направлением в области н а у к о Земле.
Объекты изучения неотектоники. Источники и нф орм ации и объекты
изучения в неотектонике весьма обширны и .м о г у т быть п одразделены
на прямые и косвенные. К прямы м о б ъек там п р еж д е всего относятся
сами движения, вы являем ы е различны ми инструментальны ми м е то д а ­
ми. Источником информации с л у ж а т т а к ж е вещественный состав новей­
ших отложений и структурные формы разн ы х порядков. О садочны е по­
роды о б ладаю т многими чертами, которые о т р а ж а ю т тектоническую об’
становку, сущ ествовавшую во время их накопления. О йроявлении т е к ­
тонических движений говорят мощности отложений, их структурны е и
текстурные особенности, р аспределение по п лощ ад и и др. Б о л ь ш о е з н а ­
чение имеет изучение ф ац и ал ьны х изменений отлож ений и выделение
формаций. Обширные сведения д ает ан ал и з зал е га н и я горных пород и
геологических тел разны х порядков.
В результате деф орм аций под действием тектонических процессов
слои осадочных пород о слож н яю тся наклонам и, пологими изгибами;
при давлении, превы ш аю щ ем предел упругости деф ормируем ы х пластов,
они подвергаются пластичному изгибу, о б р азу я разного типа складки.
В толщ ах горных пород п рояв л яется трещ иноватость — наруш ения
сплошности без заметного смещения, в результате хрупкой реакции гор­
ных пород на силы растяж ени я, с ж а ти я или изгиба. Группы трещ ин,
образую щих обособленные системы, особенно в новейших отлож ениях,
представляю т в аж н ы й объект изучения в неотектонике, позволяю щ ий
вы являть поля нап ряж ени й и приблизиться к разреш ению генетических
вопросов. Помимо элем ентарны х структурны х форм прямы м объектом
изучения являю тся и различны е более сл ож н ы е формы, наприм ер с к л а д ­
чатые пояса, образую щ и е пр отяж енн ы е зоны, обычно с вы р аж ен н ы м
горным рельефом, и их сочетания в виде с к л а д ч аты х систем. Они сопро­
в ож даю тся разры вам и , вдоль плоскости которых про явл яю тся см ещ е­
ния. Д л я познания неотектоники большое значение имеют вы явление
шовных зон глубинных разломов и их вы раж ен н ость в современном
рельефе. Р азр ы вн ы е деф орм ации об р азу ю т системы, пересекаю щ ие и
осадочные, и магм атические породы.
Особым объектом наблю дений я в л яю т с я крупные блоки и глыбы в
земной коре, испыты ваю щ ие горизонтальные, в ерти кальн ы е и р отац и о н ­
ные перемещения со слабы ми сводовыми изгибам и и н аклон ам и , кон­
тиненты и океаны, а т а к ж е вы деляю щ и еся многими исслед ователям и
«литосферные плиты», п редставление о которых л еж и т в основе кон­
цепции тектоники плит. Больш ой интерес д ля неотектоники п р е д с т а в л я ­
7
ет вы явлени е морфологии геоида ка к на континентальных участках
поверхности Зем л и, т а к и в пред ел ах водной океанической поверхности.
О бш ирную информ ацию д ает группа косвенных источников прояв­
л ен и я новейшей тектоники. Л ю б а я наука о З е м л е содерж ит материал
д л я суж дения о неотектонике. Н апр и м ер , неотектонические процессы
о т р а ж а ю т с я в р ельеф е Зем л и, который изучает геоморфология; здесь
разл и ч а ю т тектонически обусловленны й и нетектонический типы релье­
ф а. Хорошим индикатором тектонических движ ений оказы ваю тся экзогенные процессы в виде геоморфологических аномалий. Обычно они вы ­
р а ж а ю т с я в л о кал ьн о м усилении, по сравнению с фоновым, денудацион­
ных или ак ку м ул яти вны х процессов. Ту ж е роль выполняют изменяю ­
щ иеся реж им ы гидрогеологических, гидрохимических и других геологи­
ческих и геофизических процессов.
Много д ан ны х по неотектонике мож но получить, изучая археологи­
ческие, исторические факты , антропогенные отлож ения и др. Такие ото­
б ран ны е из разн ы х дисциплин ф акты , у к а зы в аю щ и е на проявление тек ­
тонических движений, в сум ме образую т системы данных, являю щ ихся
особым предметом исследований неотектоники. Их мож но рассм атри ­
в ать к а к косвенные объекты изучения, даю щ и е в а ж н ы е сведения по
неотектонике и проявлении тектонических д виж ений в широком д и а п а ­
зоне времени. Эти ф ак ты суммирую тся по разны м признакам, ан ал и зи ­
руются и кар тограф и рую тся. С оставленные специальные карты в свою
очередь явл яю тся новым объектом а н ал и за, позволяю щ его дел ать в ы ­
воды по неотектонике и геодинамике. Т аким образом, неотектоника
р а с п о л ага ет сл ож н ы м н абором объектов изучения, требующих приме­
нения методов р азн ы х научных дисциплин, их умелого комплексирования и системного подхода.
Понимание основных используемых терминов. В н астоящ ее время
ещ е сущ ествую т разл и чн ы е тр ак товк и терминов «новейш ая тектоника»,
«неотектоника», концепция «глобального неотектонического этапа»
и др. В стречаю щ иеся трудности в распозн аван и и неотектоники и в вы ­
делении неотектонического э тап а от предшествую щ их этапов тектони­
ческого развития, з а с т а в л я ю т некоторых исследователей или ограничи­
в ать критерии понятия неотектоника, или д а ж е совершенно ее отрицать
(например, И. П. Г ерасим ов и др.). П р ави л ьн о писал С. С. Ш ульц [79]:
« д л я успешного реш ения стоящ и х перед исследователем зад ач должны
б ы ть привлечены последние достиж ения и тектоники и геоморфологии.
А д л я этого в а ж н о п ользоваться общей, взаимопонятной и п родум ан­
ной терминологией». В этом и последую щ их разд ел а х мы попытаемся
обосн овать и р азъ ясн и ть используемую в книге специальную термино­
логию .
Н о в е й ш а я тектоника, или н е о т е к т о н и к а
(от грече­
ского neos — новый, молодой) — о трасль геологии, я в л я ю щ ая с я н а п р а в ­
л ен и ем в геотектонике, и зу ча ю щ и м все типы тектонических движений,
дин ам ич еск ие процессы разви тия Земли, происходившие на протяжении
позднего кайн озоя ( ~ 3 5 ^ -4 0 • 1 05 лет) и п р одолж аю щ и еся в настоящее
время, их происхождение,'.а- т а к ж е результаты их проявления в виде
структурны х ф о р м -— геологических тел и механизмов их образования.
П р о я в л ен и е этих процессов приводит к изменению строения литосферы,
р е л ь е ф а ее поверхности, изменению морфологии геоида. Ввиду то ж ­
дественности этимологии терминов «неотектоника» и «новейшая текто­
ника» они р ас см атри в аю тся ка к синонимы.
С течением времени,.по мере становления неотектоники, уточнялось
в к л а д ы в а е м о е в этот термин понятие. Н овейш ие тектонические д ви ж е­
8
ния п родолж аю т проявление более древних -на протяж ении 35—
40 млн. лет (олигоцен— п ле й стоц ен ), принципиально не о тли чаясь от
них. Поэтому часто используемые геологами зар у б еж н ы х стран тер м и ­
ны «recent tektonik», «rezen te Tektonik», «tektonique recente», «plioquaternair» или « q u a te rn a ire tektonic», « q u a r ta re r Tektonik», « d iluv iale T ek­
tonik», « ju n g ste Tektonik», « leb endige Tektonik» и другие об о значаю т
главным образом современные, четвертичные или плиоцен-четвертичные
движения. В н астоящ ее врем я в таком ж е различном временном пони­
мании они зам еняю тся термином « ж и в а я тектоника» (leb e n d ig e Тесtonik).
Особенностью неотектоники яв л яе тся возм ож ность комплексного
использования широкого ар с ен ал а геоморфологических, геофизических,
астрономо-геодезических методов, недоступных или ограниченно и споль­
зуемых при ан ал и зе предш ествую щ их этапов тектонического разви тия.
Новейшие
т е к т о н и ч е с к и е с т р у . к т у р ы — обособленные
участки земной коры — четырехмерные тел а разн ы х разм еров, о т р а ­
жающие особенности проявления тектонического реж и м а и од новре­
менно протекаю щ их экзогенных процессов (денудация, сед и м е н та ц и я).
Они разли чаю тся по х ар а к те р у про явл ен ия новейших тектонических
движений (активные, среднеактивные, м а л о а кт и вн ы е). Ввиду н ер ав н о­
мерности воздействия р азли чн ы х экзогенных ф акто ров новейшие с тр у к ­
туры не всегда имеют адекватно е геоморфологическое вы раж ен и е. П ри
равенстве интенсивности тектонических и денудационны х процессов
формируются скрытые формы — к р и п т о с т р у к т у р ы. П о м а сш та б у
выделяют разны е порядки новейших структур, которые о т р а ж а ю т соот­
ветствие м еж д у площ адью , протяженностью , глубиной за л о ж е н и я , о б ъ е ­
мом, длительностью развития, в ы р а ж ен и я в рельефе. В разн ы х п о р я д ­
ках этих структурных форм у ста н а вл и в аетс я ф ун кц ион ал ьн ая связь с
геофизическими полями и геофизическим строением литосферы , что
позволяет по данны м неотектоники д е л а т ь выводы о глубинных п роцес­
сах и внутреннем строении земной коры.
Ч асто новейшие тектонические структуры н азы ва ю т м о р ф ос т р у к т у р а м и . Эти понятия разны е; о тож д ествл я ть их нельзя, хотя
при выделении конкретных структурны х форм м орфоструктуры могут
совпасть с новейшими тектоническими структурами. М орф оструктуры —
это элементы рельефа, созданные тектоническими д ви ж ени ям и земной
коры в их взаимодействии с процессами денудации и ак кум у л яц и и (по
И. П. Г ерасимову), или совокупность структурны х и литологических
особенностей, н аходящ и х вы р а ж ен и е в рел ьеф е и яв л яю щ и хся р е зу л ь ­
татом интенсивного проявления процессов денудации и акку м у л яц и и
как с участием, так и без активного у частия новейших тектонических
движений. Геоморфологический термин м орф оструктура в р азл и чн ы х
работах употребляется в разны х см ы слах; появились терм ины « ак ти в ­
ные» и «пассивные» (литологически обусловленные) морфоструктуры .
Нами он используется ка к термин свободного п ользования, в ы р а ж а ю ­
щий ту или иную связь геологической структуры и р ел ьеф а земной п о ­
верхности.
Н о в е й ш и й т е к т о н и ч е с к и й э т а п надо р ас см а тр и в ать ка к
отрезок времени в геологическом развитии Зем л и, соответствующий
позднему кайнозою, когда п рояв и л ась п л а н етар н ая (гл о б ал ьн ая ) а к ти ­
визация тектонических процессов, происходивших в условиях качествен­
ной смены глобальной геодинамической обстановки, возникш ей в п о зд ­
нем эоцене — н ачале олигоцена. А ктиви зац ия в ы р а зи л а сь в усложнении
структурного п лан а литосферы — сокращ ении площ ад ей геосинклина­
лей, в новообразовании крупнейших орогенных поясов, проявлении глы­
бовых блоковых движений, охвативш их подвиж ны е и платформенные
области. Четко вы я вл я ется унаследованность движений. Активизация
с к а з а л а с ь на становлении высочайш их горных сооружений, изменении
строения земной коры и верхней мантии, изменении геофизических по­
лей, полей н апряж ений, в оформлении современных контуров континен­
тов и океанов, развитии основной части мировой системы срединно­
океанических хребтов, об разован ии окраинных морей, глубочайших
океанических впадин и желобов, возрастани и общей амплитуды релье­
ф а Зем л и, перестройки формы геоида.
Этапу п лан етарн ой активизации тектонических движений в преде­
л а х к а к горных, т а к и равнинных областей п редш ествовало время отно­
сительно ослабленного проявления тектонических процессов или изм е­
нения зн а к а тектонических движений. Н априм ер, в геосинклинальных
о б л а с т я х (альп и й ск ая зона) этот перелом в ы р азил ся в смене знака
д виж ений, когда на границе эоцена— олигоцена опускания сменились
на п р еоб ладаю щ и е поднятия. А ктиви зац ия охвати ла и ранее консолиди­
рован ны е области архейской, протерозойской, ранне- и позднепалеозой­
ской и мезозойской складчатости, где раннекайнозойские движения
были в ы р а ж е н ы слабо или не п роявлялись совсем. В близком д и а п а ­
зоне времени в разн ы х о б ла стя х к этой границе приурочивается смена
з н а к а д виж ений в п латф орм енн ы х областях.
Неотектонический этап знам енует дальнейш ее, необратимое р азви­
тие земной коры, а проявление неотектоники — новые черты этого р а з ­
вития. П овторение весьма сходных с прош лыми циклами колебательных,
глыбовых движений, складчатости, горизонтальны х движений, процес­
сов ву л к ан и зм а, зем летрясений, седиментации приобретаю т черты но­
вого, т а к к а к осущ ествляю тся в совершенно иной обстановке и не повто­
ряю т полностью их в п рош лы х циклах. Новейший этап характеризуется
коренным изменением структуры крупных участков земной коры, сме­
ной на них эндогенных реж им ов, формированием новых, ранее или
совсем отсутствовавш их или п р оявл явш и х ся на ограниченных террито­
риях.
В условиях различной изученности геологического развития регио­
нов, неразрабо танн о сти стратиграф ии , неполноты геологической летопи­
си н ач ал о п роявлен ия неотектоники (движений и структурообразования) не всегда мож ет быть вы явлено точно. Это объясняется и тем, что
м а кси м ал ьн ы е по интенсивности тектонические дви ж ени я происходили
не только на ру б еж е эоцена-— олигоцена, но и в конце олигоцена, н ачале
миоцена, второй половине, миоцена — н а ч а л е плиоцена, во второй поло­
вине п ли о ц ен а— плейстоцене и в голоцене. П роявление этих движений
с к азал о с ь не только в формировании структурны х форм или изменени­
ях р ан ее образо вавш и х ся, но и в изменении геофизического строения и
всей природы земной поверхности: рельеф а литосферы, процессов седи­
ментации, кл и м ата
и его производных — оледенений, органического
мира, географической зональности в целом. Т а к а я смена заметно стала
п роявляться в конце эоцена — н ач ал е олигоцена и привела к похолода­
нию и развитию антарктического ледникового покрова, к изменению
тем ператур в океане. .С этим рубежом связы ваю тся смена новейшего
поля н ап р яж ени й в м а с ш та б е планеты, д еф орм аци я морфологии геоида,
приспособление его к новому устойчивому гравитационному равнове­
сию.
М ож н о сделать вывод, что выделение новейшей тектоники, а т а к ­
ж е неотектонического э тап а в различны х районах Земли, испытавших
10
различную геологическую историю или направленность разви тия, в о з­
можно только по комплексу признаков. Свои коррективы будут вносить
и ограниченные р азреш аю щ ие возможности прим еняем ы х методов вы ­
явления новейшей тектоники. Т аким о бразом , с конца э о ц е н а— олиго­
цена проявился новый цикл событий, имеющий сам остоятельн ое з н а ­
чение.
Г е о д и н а м и к а в последние годы в ы деляется в самостоятельную
научную дисциплину, возникш ую на стыке геотектоники и геофизики.
Используя методы этих наук, а т а к ж е м атем атическое и физическое
моделирование, по мнению В. Е. Х айна и А-. Е. М и хай лова, в ы с к а за н н о ­
му в 1985 г., она призван а освещ ать законом ерности течения процессов,
определяющих эндогенную активность и структурны е п р еоб р азо в ан и я
Земли в целом. Геодинамика ан ал и зи рует не т.олько тектонические, но
и другие эндогенные процессы, такие, к а к м а гм ати зм и м етам орф и зм .
По мнению у казан ны х исследователей, в сферу ее изучения п о п адает
вся наш а планета, все тверды е оболочки.
Геодинамика к а к сам остоятел ьн ая н аука опред ел яется разн ы м и
авторами (М. С. М олоденский, Е. В. А ртю шков, В. К- Кучай, В. Е. Х а ­
йн, Л. П. Зоненш айн и Л . А. Ставостин, Д . Л . Теркот и Д ж . Ш уберт
и др.) по-разному. О тм ечая широкий и р азн оо б разн ы й круг вопросов,
изучаемых геодинамикой, одни авторы п ред лагаю т в ы д ел ять общ ую и
частную геодинамику; другие — глобальную , региональную и историче­
скую. О б щ ая, или гл о бал ьн ая, геодинамика в ы я вл я ет глубинны е про­
цессы, определяю щ ие д ви ж ущ ий механизм преоб разован ий в л и т о сф е­
ре. В ней рассм атриваю тся д ви ж ени я полюсов Зем л и, перем ещ ение оси
вращения в теле Земли, в ы зы в аем ы е воздействием сил п р итяж ен и я
Луны и Солнца на э к в атори ал ьн ое вздутие З ем л и , неравномерности ее
вращения. Ч астн ая , или региональная, геодинамика изучает разви тие
поверхностных оболочек. В основном она р ас см а тр и в ае т тектонику л и ­
тосферных плит, их движение, м агм ати зм , деф орм ации, ф орм и рован ие
рельефа, изменения уровня океана, о б р азо в ан и е разлом ов. И зучение
ведется с учетом к а к л атерал ьн ы х, т а к и верти кал ьн ы х связей м е ж д у
процессами и дви ж ени ям и без ограничений по площ ади и глубине. И с ­
торическая геодинамика р ас см а три в ае т применение законов тектоники
плит к геологическому прошлому.
В 1985 г. впервые появилось учебное руководство Д . Л . Теркота и
Д ж . Ш уберта «Геодинамика» (в 2-х т о м а х ). В 'нем р ас см а тр и в ае тся
физика ф ун дам ен тальн ы х процессов, л е ж а щ и х в основе м н ож еств а р а з ­
нообразных геологических явлений. Г еоди нам ика в их понимании и зу­
чает движ ения и деформации, п роисходящ ие в земной коре, мантии и
ядре, их причины. Авторы широко п ри в л ек аю т р азд ел ы физики, такие,
как механика сплошных сред (главным образом вопросы теории у п ру­
гости и механики жидкости) и теплоперенос, считая, что первоисточни­
ком энергии геодинамических процессов сл у ж и т сущ ествую щ ее в З е м л е
тепло.
Неотектоническая геодинамика отличается от у к а зан н ы х о п р ед ел е­
ний. Е д ин ая д и н ам ическая система З е м л я состоит из внутренних и
внешних оболочек, все элементы которых взаи м о св язан ы в своем р а з в и ­
тии. Б ы л о установлено, что источниками энергии яв л яю тс я не то л ьк о
недра Земли. Н ах оди тся З е м л я в тесной зависимости и от воздействую ­
щих на нее внеземных процессов. Это привело к расш ирению понятия
геодинамики и ее стали рас см а тр и в ать к а к науку о процессах, проис­
ходящих в системе З е м л я и пр оявл яю щ и хся в силовых и энергетических
11
полях, действую щ их в лю бой части этой системы и в лю бом процессе.
Д и н ам и ч еск и й подход р ас п ро с тр ан ял ся на все геосферы, в том числе
и на внешние оболочки (гидросфера, а т м о с ф е р а ), н азы ваем ы е экзосф е­
рой З ем л и , и на новые дисциплины, их изучающие. В приведенных
вы ш е определениях вопросы экзодинам ики специально не р ассм атри ­
ваю тся, однако в неотектонике они д о л ж н ы учитываться.
Вопросы геодинамики рассм а т р и в аю тс я и в геотектонике, состав­
л я я ее неотъемлемую часть, изучаю тся и в неотектонике. Н е о т е к т о ­
н и к а р ас см а тр и в ае т причины, механизм неотектонических движений,
их д ви ж ущ и е силы. Д л я этого ей приходится о б р ащ а тьс я не только к
вы в о д ам , сделанным в новой научной д и с ц и п л и н е — геодинамике, но и
к см еж ны м нау кам , р ассм атри в аю щ и м геодинамические процессы под
вл ияни ем проявлений солнечной и космической энергии, а т а к ж е ново­
го вида энергии, связанной с технической деятельностью человека.
И з ск азан н ого видно, что проблемы геодинамики литосферы в неотектонический этап имеют комплексный х ар актер, предполагающий
учет и объединение д ан ны х разли чн ы х н ау к о З е м л е и создание единой
целостной картины (воззрения) происходящ их в ее пределах геодина­
мических процессов, в д е т а л я х изучаю щ ихся специальными науками.
С л ед ует отметить, что обычно в проводимых упомянутыми авторами
геодинамических исследованиях причинные связи м еж д у глубинными
процессами и их взаимодействие с внешними, определяю щ ими геомор­
фологический обли к новейших геоструктурных элементов, выявлялись
соверш енно недостаточно. Ч а щ е всего под геодинамикой понимались
процессы разви тия твердой Зем л и. Экзодинамические и планетарные
(космические) процессы рас см а тр и в ал и сь ограниченно или совсем не
рассм атри в ал и сь. Учет их в неотектонике позволяет более правильно
понять явлен и я и процессы, н аб лю д ае м ы е в земной коре и на поверх­
ности Зем л и, и д а в а т ь им необходимое истолкование.
Геод и нам ика в неотектонике часто определяется термином « с о в р е ­
менная
геодинамика».
О днако оценка отрезка времени при
этом у р азн ы х авторов колеблется в широких пределах: от сиюминут­
ных инструментальны х наблю дений на геодинамических полигонах до
первых тысяч (голоцен), первых миллионов
(плиоцен— плейстоцен),
первых д есятков миллионов лет (олигоцен— п лей стоц ен ). Если р ассм ат­
ри вать неотектоническую геодинамическую активность в целом, следует
учиты вать не только инструментальны е н аблю дения над изменениями
гравитационного, теплового и других геофизических полей, перестройку
полей н ап ряж ени й , сейсмичность и другое, но и данны е ротационного
изменения р еж и м а Зем ли, изм ен ен и е рад и уса Зем л и, колебания океан и ­
ческого уровня, клим атические изменения, техногенные процессы. И ны ­
ми словами, д о л ж ен и зучаться ш ирокий спектр процессов, различных
по длительности и ритмичности проявлений. Ограничивать ж е искусст­
венно этот спектр рассмотрением в современной геодинамике только ко­
роткопериодических процессов.методически было бы неправильно. Учи­
ты в а я крайню ю м едлен н ость.м н оги х геологических процессов по с р а в ­
нению с другими (изменение активности землетрясений, вулканизм, ме­
там о рф и зм , рудогенез и ’д р .), продолж ительность наблюдений д о л ж н а
быть расш ирена, чтобы .мОжно было выявить флуктуацию , цикличность,
ритмичность процессов у р азны х явлений. Д л я этого приходится ис­
пользовать геологические н аблю дения за время голоцена, антропогена
и более длительные отрезки, чтобы оценить, на каком этапе развития
находится современное вы р аж ен и е того или иного явления. Вот почему
в ы д ел ять современную геодинамику, основанную на нескольких д есят­
12
ках лет инструментальных наблюдений, и рассм а тр и в ат ь ее отдельно
от неотектонической геодинамики нам к а ж е т с я неэффективно.
В физике З ем л и д ля определения н ап равл ен ий и скорости д в и ж е ­
ний расчетным способом берут отрезок времени п ор яд ка 5— 10 млн. лет
и так ж е назы ваю т его современной геодинамикой, или « м г н о в е н н о й
кинематикой»
движ ений литосф ерны х плит
(С. А. У шаков,
Ю. И. Галуш кин и д р .). Учитывая, что объекты и методы геодинам иче­
ских исследований в разны х н ау к а х о З е м л е / р а з н ы е , к а ж д а я из них
выявляет дви ж ени я различны х тел и масс .вещества под воздействием
приложенных эндогенных, экзогенных, п ланетарно-космических и те х ­
ногенных сил. П р и н и м ая во внимание, что сп ец и ал ьн ая н аука гео д и н а­
мика еще окончательно не утвердилась, м ож ет быть п равил ьн ее б ы ­
ло бы понимать геодинамику к а к особый общ енаучный подход к изуче­
нию различны х объектов в системе З е м л я , б азирую щ ийся на зн ан иях
и методах разны х н ау к (геологических, геохимических, геофизических,
географических, астрономо-геодезических и -д р.).
Разногласия в понимании неотектоники и неотектонического этапа.
Существующие разн огл аси я в понимании основных понятий неотекто­
ники зас т ав л я ю т остановиться на этих вопросах. Термин «неотектони­
ка» (В. А. Обручев) хронологически появился позж е терм ина «новей­
ш ая тектоника» (С. С. Ш у л ь ц ). О д н ако ещ е с 1895 г. В. А. Обручев, ис­
пользуя разную терминологию, р ас п р ос тран ял это понятие на п л а т ф о р ­
менные и орогенные области. С самого н а ч а л а в терм ине «неотектони­
ка» было зал ож ен о три критерия: врем я проявлен ия новейших тек то ­
нических движений — поздний кайнозой; геоморфологический — ф о р м и ­
рование современного рел ьеф а к а к и нди катора п роявлен ия в е р т и к а л ь ­
ных движений; историко-геологический — постепенное
превращ ени е
складчатой зоны в пенеплен с последую щим о б разо ван ием молодых
разломов и вертикальны х д виж ений блоков.
В ряд ли мож но сомневаться, что новый термин был нужен, хотя не
т а к давно вы сказы вал и сь и противополож ны е в згл яд ы [35]. Он был
предложен тогда, когда в н ауке был полный разнобой в терминах,
•обозначающих позднекайнозойские дви ж ени я. Введение нового тер м и ­
на упорядочило ранее использовавш ую ся терминологию , в которую про­
извольно вкл ад ы в али разны й смысл. П о д неотектоникой стали пони­
мать все тектонические процессы, проявивш иеся с позднего кайнозоя.
Все другие, ранее использовавш иеся термины стали о т р а ж а т ь р а з л и ч ­
ные условно вы деляемы е отрезки времени позднего кайнозоя. Т аким
•образом, приоритет установления понятия, которое мы употребляем се­
годня, п рин ад леж и т В. А. Обручеву.
Внимательное прочтение работы С. С. Ш ульц а, посвященной ТяньШ аню , показы вает, что он использовал не только геоморфологический
критерий (возникновение горного рел ьеф а на месте выровненного, о т­
вечающего предш ествовавш ему периоду относительно стабильного р а з ­
в и ти я), который в его ф ормулировке стал главенствую щ им, но и у т ­
в ерж д ал, что «новейшая ск ладч атость и тектонические разры вы , т а к ж е
как и поднятия и опускания отдельных участков Тян ь-Ш ан я, я в л яю тс я
-единым длительным процессом новейшей тектоники» [78, с. 634]. И н ы ­
ми словами, р ассм а тр и в ал ся геолого-исторический аспект — длительное
проявление движений; возрастной критерий у С. С. Ш у ль ц а потерял
•свое значение. Основой установления тектонической активизации
С. С. Ш ульц считал возникновение контрастного, горного рельеф а на
месте выровненного, отвечавшего предш ествую щ ему периоду относи­
тельно стабильного развития. Сохранность элементов рельеф а, который
13
в последую щем у ж е не р а зр у ш аетс я полностью под действием д ен у да­
ционных процессов, и определяло у него критерий выбора начальной
неотектонической активизации.
К а к подчеркивал С. С. Ш у л ь ц позж е [80], термин «новейшая тек­
тоника» об означает соотношение тектонических и денудационных ф а к ­
торов, где интенсивность первых п р ео б л а д а ет над вторыми, вследствие
чего и обр азуется контрастны й горный рельеф. П ри этом «новейшая
тектоника», по С. С. Ш у льц у ,— это не в озраст тектонического развития
тех или иных структурны х форм, а время, когда они получили в ы раж ен ­
ность в современном рельефе. С этих позиций С. С. Ш ульц формулирует
и одну из основных з а д а ч новейшей тектоники к а к «выяснение связей,
сущ ествовавш их м еж д у р азв и ва ю щ ей ся структурой земной коры и ее
рельефом» [79, с. 66]. П р и з н а в а я важ н о сть реш ения такой задачи, нель­
зя не отметить, что цель неотектоники иная: на основе изучения форм
рельеф а у казан ны х связей выявить особенности проявления тектониче­
ских д виж ений и структурообразовани я. Неясность в определении тер ­
мина «новейш ая тектоника» увеличилась, когда С. С. Ш ульц отож дест­
вил это понятие с понятием эпейрогенеза, употребив новый термин «но­
вейший эпейрогенез» [73, 80, с. 62]. Т аким образом, «новейшая текто­
н и к а » — это разноврем енны й процесс в ы раж ен и я движений через
современный рельеф. Н о т а к ка к в озраст рельеф а очень разный, то и
н и ж н я я граница «новейшей тектоники» р азн ая. По С. С. Ш ульцу,
тектонический процесс не имеет нижней границы, он начал проявляться
в д ал ек о м геологическом прошлом, но к а к процесс, создавший основные
черты современного рельеф а, н и ж н я я его граница имеет свое начало и
колеблется в ш ироких пределах. Известно, что возраст рельефа в зн а ­
чительной мере зависит от его разм еров (п орядка) и длительности вре­
мени его ф орм и рован ия и функционирования. Вот почему некоторые
исследователи
(И. П. Герасимов и др.) нижнюю границу «новейшей
тектоники» опускаю т в мезозой. Д л я Т ян ь-Ш ан я (Ф ерган а) С. С. Ш у л ь ц
у к а з ы в ал , что «новейш ая тектоника» имеет олигоцен-четвертичный воз­
раст. О д н ако отдельны е ск ладк и получили вы раж ен и е в рельефе в р а з ­
ное врем я: высокие предгорья — в неогене, ад ы ры — в плейстоцене.
Т ак и м образом , д ля одного и того ж е района возраст «новейшей тек­
тоники» о к азы в ается разны м. Если ж е брать крупные формы рельефа
разн ы х регионов, то время их ф орм и рован ия будет колебаться в ш иро­
ком д и а п а зо н е и мы вы нуж дены будем н азы ва ть «новейшими д в и ж е ­
ниями» в одних р ай он ах такие, которые в других рай он ах окаж утся
древними. О тсю да и представлен и е о ниж ней «скользящей» границе
возр аста «новейшей тектоники» в ш ироких пред ел ах геологического
времени.
Д л я понятия «неотектоника», установленного В. А. Обручевым, н а­
мечается единая ст р ати граф и ч еская граница — верхний кайнозой, при­
близительно соответствую щ ая, к а к это теперь выяснено, границе эоце­
н а— олигоцена. П ракти чески ж е в различны х районах Земли в силу
особенностей историко-геологического процесса, неполноты геологиче­
ской летописи, разной степени разработанн ости стратиграфии нижнюю
границу неотектоники приходится проводить на разны х стратиграф иче­
ских уровнях, но в близком ди-апазоне времени. Кстати зам етим, что
нижняя
граница неотектонических движ ений в определении их
С. С. Ш ульцем и н и ж н я я гран и ца неотектонического э тап а по опреде­
лению В. А. О бручева и Н. И. Н и к о л ае ва — разны е понятия.
В своих ранних р а б о тах С. С. Ш у льц никогда не говорил о «но­
вейш ем этапе». Н и ж н я я ж е граница «новейшей тектоники» по опреде­
14
лению С. С. Ш ульц а колеблется в широких пределах. О д н ако в работе
1976 г. он пишет: «когда речь идет о второй половине кайнозоя, к а к о
времени общего усиления тектонического р азви тия Зем л и, следует го­
ворить о новейшем тектоническом (или неотек-тоническом э т а п е )» [79,
с. 85].
В понимании концепции неотектонического э т а п а в о з р а ж е н и я были
выдвинуты А. А. Н а й м а р к о м [35, 53 и д р . ] . ‘И сходя из понимания нео­
тектоники, сформулированного С. С. Ш ульцем, А. А. Н а й м а р к п рихо­
дит к выводу, что п роблем а вы деления позднейайнозойских д виж ений
в особый, новейший этап тектонического р азв и ти я Земли, хотя и п о ­
ставлена давно, пока остается открытой. И спользуем ы е геоморф ологи­
ческие критерии недостаточны, поскольку они. в ы я вл я ю т этап не т е к ­
тонического развития, а определенного соотношения эндогенных и
экзогенных факторов. По мнению А. А. Найма.рка, необходимых геоло­
гических критериев пока не существует. Эта п роблем а я в л я е тся о б щ е­
геологической, связанной с вы явлением цикличности в тектоническом
развитии Земли.
Из большого количества р азн ы х активизаций, вы явленны х в к а й ­
нозое и мезозое, только позднекайнозойские олигоцен-четвертичные
активизации следует связы вать с новейшим этапом. Этот временной
критерий был установлен В. А. Обручевым, его разви л автор и в 70-х
годах с ним согласился и С. С. Ш у льц [79, с. 60].
При выделении новейшего тектонического э тап а, очевидно, д о лж ен
приниматься комплекс различны х признаков. Один отдельно в зяты й
признак может и не п ро яв л ять ся во всех без исклю чения рай он ах З е м ­
ли в силу п реж д е всего особенностей их историко-геологического р а з ­
вития и ввиду ограниченных р а зр е ш аю щ и х возмож ностей п рим ен яю ­
щихся методов выявления. Н а д о помнить, что вопрос о выделении э т а ­
пов или циклов тектогенеза в геологии был поставлен давно. П р о б л ем а
расчленения альпийского э т а п а тектогенеза, с которым нередко с в я зы ­
вают и неотектонический этап, была выдвинута А. Д . А рхангельским
и др. ещ е до появления неотектоники к а к самостоятельной дисциплины.
А нализ обширного м а тер и ал а по территории Е в р ази атс к о го м а т е ­
рика в 1937 г. позволил А. Д . А рхангельском у в ы с к аз а ть п р ед п о л о ж е­
ние, что с плиоцена в Е в р ази и н ам ечается н ач ал о нового ц икла тек то ­
нических событий, который м ож ет иметь и сам остоятельное значение.
Позже эти представления р азв и ва л и А. Н. М аза р о ви ч и др. В. А. О б р у ­
чев, подробно изучая неотектонику, т а к ж е п р ед лрж и л обособить ее от
альпийского цикла тектогенеза, рас п р о с т р ан яя ее проявление на кон­
тиненты. П о зж е в раб о тах ав тора бы ла сф о рм ули ров ан а концепция
глобального неотектонического этап а. В насто ящ ее врем я следует счи­
тать, что новый тектонический цикл н ач а л с я приблизительно на р уб еж е
эоцена— олигоцена и неравномерно, с разной интенсивностью, п р о я в л я л ­
ся во времени и в пространстве, р а с п а д а я с ь на у к а за н н ы е выше подэтапы (фазы ) более интенсивных движ ений. Т аким образом, н еотекто­
нические движения, происходившие в позднем кайнозое и отрази вш и еся
на формировании областей с разн ы м и эндогенными реж и м ам и в п ре­
делах ка к суши, так и дна акваторий, совершенно естественно в ы д е л я ­
ются в новый тектонический цикл. П оэтому неотектонический этап,
выявленный автором в 1956 г., мож но ставить в один р я д с другими
установленными э тап ам и тектонического ф орм и рован ия земной коры.
Основанием для выделения неотектонического э т ап а явл яю тся
те же признаки, на основании которых вы деляю тся и другие циклы тек ­
тогенеза. Цикличность п р о яв л ял ась в повторении весьма сходных д в и ­
15
жений колебательного х ар а к тер а , глыбовых движений, складчатости,
горизонтальны х движений, ву л к ан и зм а и осадконакопления. В каж дом
цикле все эти процессы соверш аю тся в иной обстановке, на иной осно­
ве, и поэтому циклы не воспроизводят полностью предыдущие. Это не
просто повторение событий. Н о в а я обстановка их проявления каж ды й
р аз д ает иные (не повторяю щ иеся)
конечные р езультаты процесса.
Г раницы м е ж д у основными ц иклам и определяю тся моментами корен­
ного изменения структуры крупных участков земной коры, обусловлен­
ные переходом разли чн ы х областей в иные, чем предшествующие, эн ­
догенные реж им ы , с умиранием ранее проявлявш и хся и появлением но­
вых эндогенных режимов.
П р и этом у ста н а вл и в аетс я унаследованность движений земной коры
при переходе из одного эндогенного р еж им а в другой. П одвиж ны е об ­
л асти до известной степени сохраняю т свойственную им подвижность
ещ е весьма долгое в рем я после того к а к тектонические преобразования
п ревратили их в устойчивые — п латф орм енн ы е области. Это явление
не случайность, а в ы р а ж ен и е одного из основных свойств земной коры.
Новый цикл событий с конца эоцена — н а ч а л а олигоцена привел п р еж ­
д е всего к коренной структурной и геофизической перестройке земной
коры, смене эндогенных реж им ов, интенсивному проявлению верти каль­
ных тектонических движений, значительному проявлению горизонталь­
ных движ ений, к крупным изменениям всех физико-географических ус­
ловий, изменениям рельеф а, особенностям разви тия органической ж и з­
ни, появлению предков человека и становлению его, что может быть
сопоставлено, к а к у к а з ы в а л Ф. Энгельс, лиш ь с первым появлением на
за р е р азв и ти я земного ш а р а первой ж ивой клетки. Таким образом, в
новейший тектонический этап новое проявилось в самых различных
о б л а с т я х р азви тия литосферы , биосферы и человека.
И з сказанного следует, что в выделении активизации тектониче­
ских движ ений, принимаемой за исходную д л я неотектонического этапа,
н ел ьзя основы ваться р азд ел ь н о ни на отдельно рассм атриваем ы х гео­
морфологических критериях, ни на критерии структурного преобразо­
вания, ни на других, взяты х обособленно. С ледует брать комплекс при­
знаков, который будет разн ы м у геологических тел разных рангов
(континенты, плиты, геоструктурные области, их части и т. д.), т а к как
они о т р а ж а ю т разн ое в рем я их функционирования, разное сочетание
энергии тектонических процессов, типов деформаций, н апряж ений и
движ ений. П р и этом ниж ний предел тектонических активизаций предо­
пределен в какой-то мере условно взяты м р убеж ом конца эоцена — н а ­
ч а л а олигоцена, совпавш им со временем перестройки глобальны х полей
напряж ений.
С Т А Н О В Л Е Н И Е У Ч ЕН И Я О Н ЕО Т ЕК Т О Н И К Е
*•
Ранний период развития представлений о движениях земной коры.
О тдельны е ф акты , у к а зы в аю щ и е на современные и новейшие п ро явл е­
ния тектонических Движений, были известны очень давно. Они описы­
вали сь многочисленными и сследователям и еще с середины XVIII сто­
летия, когда зар од и л ось учение о д ви ж ен и ях земной коры и М. В. Л о ­
моносовым были з ал о ж е н ы теоретические основы геологии в России.
В Европе так и е ф а к т ы ' были установлены в п ределах альпийской
ск ла д ч ато й зоны и в С кандинавии, которая считается классической
страной д ля изучения современных тектонических движений.
16
Первы е н аблю дения над поднятием берегов Финляндии в окр ест­
ностях города Турку были сделаны в 1621 г. епископом Эриком С о ро лайненом по отметке на скале. Н а б л ю д ен и я н ад уровнем моря д л я н а ­
вигационных целей ещ е в допетровские времена велись в А р х а н г ел ь ­
ске, на Соловецких островах Белого моря и н а М урм анском побереж ье.
С 1703 г. с переры вами ведутся н аблю ден и я над уровнем моря в К ро н ­
штадте, которые были начаты при изы скан и ях д л я постройки крепости
на о-ве Котлин. По данным В. А. С н е ж и н с к о п у всего за период с 1754
по 1874 г. русскими м орякам и на берегах Финского .зал и в а и в Б а л т и й ­
ском море было сделано 50 засечек.
- ■
В 1731 г. с целью научных наблю дений над уровнем моря Ш в е д ­
ской академией наук была за л о ж е н а м а р к а, .позволивш ая выявить егопонижение на 120— 150 см за столетие, что связы в ал о сь с медленным:
поднятием суши. О днако сущ ествовала и другая, точка зрения, с в я з ы ­
в авш ая колебания уровня моря с материковы м Оледенением, влиявш им ,
по мнению М а к л а р е н а и Т. Д жемисона^ на водный б а л а н с Земли.
В 1888 г. перемещения береговых линий Э. Зюсс св язы в ал с к л и м а т и ­
ческими факторами, отвергая поднятия земной коры. Эти п ред став л е­
ния были окончательно опровергнуты в н ач ал е нашего века раб о там и
де-Геера, Р ам сея, С аурам о, Т ан н ер а и других. В н астоя щ ее врем я счи­
тается, что колебания уровня моря, н азы ва ем ы е Э. Зю ссом эвстатическими, определяю тся различны ми ф ак тор ам и , требую щ ими сп ец и ал ь ­
ного рассмотрения.
Н а р убеж е XIX и XX столетий, независимо в разн ы х стр а н а х от­
дельными и сследователями было отмечено усиление новейшей тектони ­
ческой активности Земли. К таким р аб о там относятся и сследования
Д. Н. Анучина, И. В. М уш кетова, В. А. О бручева и др. в России;
В. Тессейра, Л. С авицкого и др. в П ольш е; Г. Ш тилле, В. П енка
и др.— в Германии. Все они создали необходимые предпосылки д л я
возможности систематического изучения новейших тектонических д в и ­
жений. Бы ло отмечено, что тектоническим процессам п р и н ад л еж и т
главенствую щ ая роль в об р азо ван ии гор и впадин, р ельеф а равнинных
областей, а т а к ж е самих материков и л о ж а океанов. В конце прошлого
столетия в р аботах И. В. М уш кетова по Средней Азии были уста н о в ­
лены современные тектонические д ви ж ени я, их связь с сейсмическими
явлениями. Все орографические элементы этой страны были объяснены
проявлением тектонических процессов: хребты — это в ы р а ж ен н ы е в
рельефе складки. Изучение форм современной орограф ии, об у сл овлен ­
ных тектоническими структурами, проводилось многими к а к русскими,
так и зарубеж ны м и и сследователями. В 1908 г. Э. З ю сс одним из п ер ­
вых выделил различны е формы про явл ен ия тектонических структур в
современной орографии горных стран. В равнинных и горных об ластях
на это в 1893 г. у к а з а л В. Тессейр, впервые п ред лож ивш и й термин
«оротектоника». Аналогичны е мысли вы с казы в ал и сь неоднократно, в
том числе и в России, но они не получили д о лж н о го обобщения.
В то ж е время о геологическом строении какой-либо территории
часто судили на основании особенностей ее рельеф а. Считалось, что
рельеф горных стран находится в прямой связи с создавш ей его с к л а д ­
чатостью. Н априм ер, И. В. М уш кетов в конце XIX в. приш ел к з а к л ю ­
чению, что хребты и впадины Средней Азии о б язан ы своим п р ои схож ­
дением пликативным тектоническим процессам, в ы разивш и м ся в о б р а ­
зовании крупных складок, проявивш ихся в рельефе. И. В. М уш кетов
для обозначения этого процесса использовал термин «орология», п ред­
ложенный А. Пенком. О д н ако в равной мере д л я него пригоден и тер2
Зак. 309
\Т
мин «оротектоника». Взгляд, что горы созданы складчаты м и процесса­
ми, в то время безразд ельн о господствовал среди геологов [38].
В.
А. О бручев в раб отах по зар у б еж н о й Азии (1895 г.), а по
н е е — по А лтаю и Сибири (1911 — 1922 гг.) п оказал , что современный
рельеф не имеет такой связи с палеозойской складчатостью , а обуслов­
лен горазд о более поздними по отношению к складчатости проявлени­
ями дизъю нктивны х д ислокаций — разлом н ой тектоникой, сопровож­
д авш ей ся молодыми кайнозойскими глыбовыми перемещениями по р а з ­
ломам . В р аб о тах В. А. О бручева этих лет мож но найти термины
«юные д виж ения», «молодые д виж ения», «новейшие складчаты е дисло­
кации», «молодые глыбовые д ви ж ени я» и другие. Эти взгляды перво­
н ач ал ьн о встретили отрицательное отношение. П о з ж е вывод, что горы,
подобные Алтаю , обусловлены не палеозойскими пликативными дисло­
кациям и, а молодыми палеоген-неогеновыми глыбовыми перемещ ения­
ми по р аз л о м а м , стал распространенны м. В есьма вероятно, что эти
идеи д ля самого В. А. О бручева позж е явились отправными для выде­
л ен и я в тектонике самостоятельной главы в геологии— неотектоники,
получивш ей широкое п ризнание в С С С Р и за рубежом.
В это врем я появились работы по быстрым современным д в и ж е ­
ниям. К ним, например, относятся и сследования Г. В. Абиха (середина
X IX в.) на К ав казе , связавш его зем летрясения с перемещениями по
р а зл о м а м ; исследования И. В. М уш кетова, А. Е. Л агорио, К. И. Б о г д а ­
новича, Д . И. М уш кетова и других изучавш их разруш ительны е зем ле­
трясения Средней Азии (ру б еж XIX— XX вв.). Б ы ло показано, что зем ­
н ая кора находится в непрерывном движении, подвергается непрерыв­
ным толчкам, д р о ж ан и ю и смещению ее частей. В 1911 г. Б. Б. Голи­
циным, создателем первого сейсм ограф а, был поставлен ряд научных
проблем по вы явлению
предвестников
землетрясений.
Р аботам и
К. И. Богд ан ови ч а, Д . И. М уш кетова и других было установлено, что
зем летрясен ия сопрово ж д аю тся на поверхности Зе м л и образованием
разли чн ы х остаточных деформаций, что о ткры вало широкие в о зм о ж ­
ности изучения вопросов геологии землетрясений, их связи с типичны­
ми структурны ми ф ормами данного участка земной коры. Уже тогда
были выделены деформации, в н астоящ ее время назы ваем ы е сейсмо­
д и с л о к ац и я м и . В 1911 — 1914 гг. К. И. Богдановичем было отмечено,
что познание явлений зем летрясений и их причин не только в руках фи­
зиков, которые изучаю т лиш ь упругие деф орм ации тела Земли, но и
геологов; обращ ено внимание на изучение формы, направлений, расп ро ­
странения остаточных деформаций, количественной их оценки, что
требует применения геодезических методов— приемов точной нивели­
ровки и триангуляции. Эти работы за л о ж и л и основы современных р а з ­
делов знаний — сейсмологии, сейсмотектоники и актуотектоники.
С развитием геодезической сети стали появляться количественные
данны е о современных д ви ж ен и ях земной коры. Н аучные основы про­
ведения и исп ользован и я 'повторного нивелирования в России были
з ал о ж е н ы Ф. Н. Красовским. О д н ако в ы работка методики выявления
-современных дви ж ени й по данны м повторных инструментальных н а ­
блю дений произош ла только в 40-х годах нашего столетия.
Советский период формирования неотектоники. В 30-е годы р а б о т а ­
ми комиссии по эпейрогеническим д ви ж ени ям при М еждународной
ассоциации по изучению четвертичного периода было показано широ­
кое распространение новейших движений. В то время они именовались
д виж ениям и: «четвертичными»,
«молодыми», «эпейрогеническими»,
«современными», «новейшими». О тмечалось их большое практическое
18
значение. П оявились частные обобщения, региональны е сводки. В 1927
и 1944 гг. первые сводки по новейшим тектоническим д ви ж е н и ям евро­
пейской части С С С Р д а л Б. Л . Личков. В р а б о тах этого автор а р а з в и ­
вается и д о казы в ается идея зональности эпейрогенических движ ений,
вызванных оледенениями, и с ними св язы в ается происхож дение основ­
ных элементов рельефа Русской равнины. В 1933 г. эти п редставлен и я
оспаривались Г. Ф. Мирчинком, считавшим, что д иф ф ерен ц иро ван н ы й
характер новейших тектонических д виж ений оп ределяется не о л ед ен е­
ниями, а всей предшествующ ей тектонической историей Русской плиты.
Этот автор видел следствие там , где Б. Л. Л и чков у ста н а в л и в ал причи­
ну, подчеркивая, что новейшие д ви ж ени я можно хорошо уяснить лиш ь
на основе понимания общей тектонической структуры района. Н а Р у с ­
ской равнине Г. Ф. М ирчинк в ы д ел я л ряд структурны х элементов, о б ­
ладаю щих своими индивидуальны ми особенностями движений. О л е д е ­
нения ж е рассм атривали сь к а к ф актор, видоизменяю щ ий общее н а п р а в ­
ление тектонической истории, а не определяю щ ий х а р а к те р эпейроге­
нических движений.
К концу 30-х годов многими и сследователям и в С С С Р бы ла о созн а­
на ошибочность преж них п редставлений на новейш ее в р ем я к а к время
тектонического покоя и бы ла д о к а за н а ш и р о к а я распространенность
новейших тектонических движений. В 1936 г. в Вене на III М е ж д у н а ­
родной конференции Ассоциации по изучению четвертичного периода
советскими геологами было указан о, что в системе альпийской с к л а д ­
чатости эти дви ж ени я вы разили сь в орогенезе, дислокац иях. Н а п л а т ­
формах и в об ластях герцинских тектонических сооруж ений с этим вре­
менем совпадает усиление эпейрогенических движений, п р оявивш и хся
в соответствии с геологической структурой разн ы х участков. О т р а ж е ­
ние известных в 1938 г. ф актов и господствовавш их п р едставлений д ан о
в сводке М. М. Т етяева по «Геотектонике С С С Р », в которой у к а зы в ае тся,
что современное устройство этой территории, р аспределени е суши и
моря, о бразование береговых границ, выпуклости континента и г л уби ­
ны морского дна возникло не ран ее четвертичного времени и п р ед ст ав ­
ляет, вероятно, длительный процесс, п р о д о л ж а ю щ и й с я и в н астоящ ее
время. Иными словами, об разован ие современной оротектоники с в я з ы ­
валось М. М. Тетяевы м с разв и ваю щ и м и ся колеб ательн ы м и д в и ж е н и я ­
ми при общей ведущей тенденции к поднятию. В 1954 г., используя
методы ан ал и за фаций и мощностей, В. В. Б елоусов приш ел к выводу,
что в настоящ ее врем я мы переж иваем момент' поднятия страны, з а ­
ключительного в альпийском цикле кол еб ател ьн ы х движений. П ри этом
в пределах Русской равнины в ы я вл я ю тся области меньших и б о л ь ­
ших поднятий и относительных опусканий.
К этому ж е времени относится приведенное выше определение
С. С. Ш ульца термина «новейш ая тектоника», и сп ользовавш ееся им
еще в 1937 г. применительно к Т янь-Ш аню . П р и этом п одчеркивался
складчатый х ар а к т ер новейшей тектоники Т ян ь-Ш ан я, проявивш ейся в
течение неогена и четвертичного периода, в резул ьтате которой о б р а з о ­
вались хребты и впадины. Г л ы б о в ая тектоника д л я гор Средней Азии
С. С. Ш ульцем отрицалась. П о поводу этого определения в 1949 г. а в ­
тор ук а зы в ал , что так ое тол ко в ан и е очень широко и неопределенно,
так к а к вклю чает и вертикальные, и горизонтальны е д ви ж ени я, отно­
сящиеся не только к новейшему, четвертичному времени, но и ко всему
кайнозою и мезозою.
К а к известно, в то врем я в основу более дробного деления перио­
дов складчатости бы ла п о лож ен а гипотеза, согласно которой периоды
9#
19
ск л адч атости могут быть связан ы с процессами, проявляю щ имися на
крупных участках земной коры, но не охваты ваю щ ими всей площади
последней. П ри этом в других крупных областях, ка к у к а зы в ал в 1937 г.
А. Д . А рхангельский, ощ ущ аю тся лиш ь сл абы е отзвуки тех ж е д в и ж е ­
ний. Т аким образом, из альпийского периода складчатости был выде.лен О. С. В ял овы м мезозойский, или тихоокеанский, который А. Н. М а ­
зарович н азв ал иеншанским. А. Д . А рхангельским был поставлен воп­
рос о расчленении и собственно альпийского этап а развития земной
коры на два, а в 1953 г. В. А. Н и ко л аев писал, что в Средней Азии ч р е­
звычайно выпукло п ред ставл яется все своеобразие процессов неогенчетвертичной стадии альпийского периода, что вполне оправды вает
•выделение дви ж ени й и структур этой стадии ка к качественно новой
ф ормы тектогенеза в необратимой эволюции процессов, х ара ктери зу ю ­
щих п о дви ж н ы е пояса земной коры.
В 40-х годах по явл яю тся многочисленные дан ны е по неотектонике
С С С Р . П ер вы е итоги были подведены на конференциях, организован­
ных в 1946 г. Сейсмологическим институтом А Н С С С Р совместно с
Ц е н тр а л ь н ы м научно-лсследовательским институтом геодезии, аэр осъ­
емки и картограф и и и М осковским геологоразведочны м институтом и
в 1948 г.— Г еограф ической секцией М осковского общ ества испытате­
лей природы.
К 1947 г. автором была п о к аза н а повсеместность проявления но­
вейших, в том числе и современных тектонических движений, которые
ран ее св язы в ал и сь только с отдельными участками. П о зж е в 1955 и
1956 гг. за рубеж-ом к таким ж е вы водам приш ли Е. Вегманн и Хуан
Цзи-цин. В н астоящ ее время эти выводы яв л яю тся общепринятыми.
В многочисленных р аб о тах были широко освещены новейшие движения,
их роль в «жизни» земной коры. Такие представления, хотя и р азв и ­
в али сь большой группой ученых, не были приняты сразу. Многие геоло­
ги, и особенно географы, отрицали проявление новейшей тектоники,
предпочитая множ ество ф актов об ъяснять внешними геологическими
процессами в усл ов и ях неподвижной, незыблемой земной коры, осо­
бенно в районах равнинных платф орменны х областей. Уточнил пони­
мание новейшей тектоники в 1948 г. В. А. Обручев. Он у казал , что но­
вейш ие тектонические д ви ж ени я — очень распространенное явление.
П рои звольн о уп отреблявш и еся термины «новые», «новейшие», «моло­
д ы е д виж ения», «современные движ ения», «новейшие тектонические
д ви ж е н и я» , «новейш ая тектоника» и др. В. А. Обручев предлож ил з а ­
менить новым термином и в ы дели ть новый разд ел геологии — неотек­
тонику. Он понимал ее ка к учение о структурах земной коры, «создан­
ных при самы х молодых ее движ ениях, происходивших в конце т р е­
тичного и в первой половине четвертичного периода», имеющих «суще­
ственное значение в формировании современного рельефа земной по­
верхности» [54]. Тогда ж е В. А. О бручев пред ло ж ил эти д ви ж ени я от­
д елить от альпийского ц и к л а тектогенеза, а в 1950 г. автором было
п редлож ено выделить новый; самы й молодой неотектонический этап
р азв и ти я земной коры. .П ер в о н а ч а л ь н о выделение неотектонического
этап а В. А. Обручев- ограничивал поверхностью суши всего земного
ш а р а. П о зж е было д о к аза н о планетарное распространение новейших
дви ж ени й и в 60-х годах автором была предлож ена концепция гло­
бального неотектонического этапа. Б ы ло сделано заключение, что обо­
собление из альпийской эпохи складчатости самостоятельного геотекто­
нического э тап а разви тия земной коры, нашедш его свое в ы раж ение в
.20
становлении современного л и к а З е м л и ,— ещ е один итог советской нео­
тектоники [41].
Независимо от советских исследователей Г. Ш т и л л е отмечал уси­
ление тектонической активности Зем л и, что п озволило ем у в р аб отах
1936 и 1955 гг. говорить, что мы ж и вем в заклю чи тельную стадию орогенического периода. П о в то р яя ран ее в ы сказан н ы е взгл яд ы , в 1924 г.
В. Пенк, в 1955 г. Ж- Б у р к а р и др. исследователи к а ж д у ю горную цепь
р ассм атр ивал и к а к ныне поднимаю щ ую ся систему складок. Н а к о п л е ­
ние фактических данны х по неотектонике п озволило -автору [40] д ать
оценку применявш имся методам ее изучения,- сф орм ули ровать н еобхо­
димость применения комплексного метода' и Дать м онографическое ее
описание д ля территории С С С Р . В это ж е врем я автором впервы е был
д а н картографический синтез всех д ан ны х по новейшей тектонике т е р ­
ритории европейской части С С С Р (в м а с ш та б е 1 : Ю ООО ООО) и по т ер ­
ритории С С С Р в целом (в м а сш та б е 1 : 1 5 0 0 0 0 0 0 ) , впоследствии не­
сколько видоизменявш ийся и уточнявш ийся,, а ' в 1947 г. синтез неотек­
тоники по территории Т ян ь -Ш ан я впервы е был д а н С. С. Ш ульцем.
В это ж е врем я формируется советская ш к о ла сейсмотектонистов.
В 1933 г. Д . И. М ушкетовым, п о зж е Г. П. Горш ковы м впервы е в мире
б ы л а составлена к а рта сейсмического рай он ирован и я территории С С С Р .
П осле переработки этой карты при участии большого ко л л ек ти в а под
редакцией В. Ф. Бончковского и Г. П. Горш кова впервые было уста н о в ­
лено, что сейсмические явлен и я св язан ы с о б ла стя м и интенсивного про­
явлен и я новейших тектонических д виж ений независимо от того, какие
элементы тектонической структуры коры ими зах в аты в аю т ся . П осле к а ­
тастрофического зем летрясен ия 5 о к тя б р я 1948 г., р азр уш ивш его г. А ш ­
х аб ад , проблема прогноза зем летрясений и поисков их предвестников
с т а л а одной из центральных, которая с 1949 г. р а з р а б а т ы в а л а с ь под
руководством Г. А. Г ам б у рц ев а и В. В. Бел о усо ва. Н а д этой п робл е­
мой работал большой коллектив геофизиков разн ы х специальностей,
геологов, теоретиков и экспериментаторов. З а д а ч а п ред сказан и я зе м л е ­
трясений о к а з а л а с ь чрезвычайно сложной. О д н ако работы, проведенные
Г. А. Гамбурцевым, его учениками и сотрудниками, способствовали уг­
лублению наших знаний о природе зем летрясений и р а д и к ал ь н о м у ул уч ­
шению методики геофизических, в частности, сейсмологических н а б л ю ­
дений, развитию экспериментальны х тектонофизических работ, р а з р а ­
ботке четкой программы дальн ей ш и х исследований.
Эти работы позволили сф о рм ули р овать две стороны прогноза з е м ­
летрясений: прогноз места и силы зем летрясений, или сейсмическое р а й ­
онирование, и прогноз времени возникновения разруш ител ьн ы х зе м л е ­
трясений. П ри этом долгосрочный прогноз р ас см а тр и в ае тся к а к часть
зад ач и сейсмического районирования. Н а д этой проблемой продуктивно
продол ж аю т раб отать и в настоящ ее врем я (см. рис. 1).
Н аиболее в аж н ы м итогом изучения неотектоники к концу 50-х годов
была р азр а б о тк а принципов и методов составления обзорной карты нео­
тектоники С С С Р и составление в 1959 г. большим авторским к о л л ек ти ­
вом карты новейшей тектоники С С С Р в м а сш та б е 1 : 5 000 000 под ре­
дакцией Н. И. Н и ко л аева и С. С. Ш у льц а. П о я вл ен и е обзорной карты
неотектоники всей территории С С С Р зн ам е н ов ал о определенный этап
в развитии представлений о неотектонике, подводило итог наш им з н а ­
ниям о тектонических структурах, сф орм ировавш и хся в результате
движений новейшего этап а тектонического р азв и ти я Зем л и. К а р т а сы ­
грала большую роль в повышении интереса к неотектонике, ст а н о в л е­
нии ее ка к науки, стим ул и ровал а дал ьн ей ш ее ее развитие и изучение
21
ш ироким кругом исследователей. Этому способствовала и опублико­
в а н н а я автором [41] м он ограф и я по неотектонике С С С Р . В ней д а в а ­
лось уточненное понимание неотектоники к а к учения о различны х тек ­
тонических процессах и обусловленны х ими структурных формах, о б ­
р азо в ав ш и х ся в неоген-антропогеновое время и определяю щ их основ­
ные черты современного рел ьеф а поверхности земного ш ара. При этом
ука зы в ал о с ь, что усиление дви ж ени й иногда начиналось с олигоцена,,
что ак ти в и зац и я тектонических процессов не везде синхронна, не в езд е
м ож ет быть точно д ати ро ва н а , но в п одавл яю щ ем большинстве случаеву к л а д ы в а е тс я в рам ки неогенового и антропогенового периодов.
В это ж е врем я значительно увеличился поток публикаций неотектони­
ческих ка р т по отдельным районам, появились обобщ аю щ ие карты и
монографии по обширным территориям, усилился интерес к неотекто­
нике морей и океанов.
В 1964 г. в М ГУ состоялось Всесоюзное межведомственное совещ а­
ние по неотектонике, нам етивш ее проблем ы дальнейш его ее изучения
[60, 73 и д р .]. Итоги изучения неотектоники совместно с обсуждением
вопросов структурной геоморфологии подводились т а к ж е на м еж вед ом ­
ственных совещ аниях, орган и зованн ы х геоморфологической комиссией
А Н С С С Р , труды которых были опубликованы в 1964, 1965, 1973 гг., а
т а к ж е на меж ведомственны х совещ ан иях по методике изучения новей­
ших дви ж ени й в Волгограде, Актюбинске, Х арькове и др., труды кото­
ры х опубликованы соответственно в 1965, 1966, 1968 гг. В 1960 г. были
о рган и зованы комиссии по координации неотектонических и геоморфо­
логических исследований: при Б аш ки р ско м ф и л и але АН С С С Р и в П р и ­
балтике, а т а к ж е отделы неотектоники и геоморфологии в различных
институтах Союзной и республиканских академ и й наук и М инистерства
геологий С С С Р . Всеми этими о р ган и зац иям и проводилась больш ая си­
ст ем ати ч еск ая р абота, р езул ь татам и которой явились совещ ания и пуб­
л и к ац и я их м атер и ал о в. П рои зо ш л о уточнение применявшихся терм и ­
нов. Д в и ж е н и я , изучаю щ иеся с применением инструментальных мето­
дов, стали н азы ва ть современными. Б ол ьш и м событием бы ла орган и за­
ц ия при О Г Г Н А кадем и и н аук С С С Р Комиссии по изучению современ­
ных тектонических движений. Н а ч и н а я
с 1958 г. проводились
регу л яр н ы е совещ ания, посвящ енны е р езул ьтатам работ по геодезиче­
ским, уровнемерным, геолого-геоморфологическим, геофизическим и
прочим н аблю ден и ям , в ы явл яю щ и м закономерности проявления совре­
менных движений. С 1962 г. дополнительно обсуж дались вопросы п а
систематическим инструментальны м н аблю дениям на геодинамических
полигонах.
. *
В 1960 г. в составе Геодезического и геофизического союза (М Г Т С )
бы ла создан а постоянная Комиссия по современным движ ениям зе м ­
ной коры, президентом которой был и збран Ю. А. М ещеряков. В после­
дую щ ие годы, н ач ин ая с 1962 г., регулярно созы вались м е ж д у н а р о д н ы е
симпозиумы
(Х е л ьс и н к и — 1965 г., Л е н и н г р а д — 1968 г., М осква —
1971 г., Ц ю р и х — 1974 г. и д р .). В этот ж е период Ю. А. М ещ ер як о в
учение о современных д ви ж ен и ях п р ед лож и л назы вать г е о к и н е т и ­
к о й , а п о зж е В. Е. ХаиЙ п ред л о ж и л более точный термин — а к т у о тектоника.
П ро б л ем ы современных движений, их изучение на полигонах о бсуж ­
д ал и с ь на симпозиумах. В- С С С Р они состоялись в М оскве (1961 г .),
Т а л л и н е (1964 г.), С им ф ерополе (1967 г.), Таш кенте (1970 г.), Т а л л и ­
не (1972 г.), Л ь в о в е (1977 г.), К иш иневе (1981 г.) и др. Учитывая, что
на к а ж д о м совещ ании зас л у ш и ва л о с ь по несколько десятков д окладов,
22
позже публиковавшихся, можно представить себе дин ам ику роста л и ­
тературы по этим п роблем ам. В это ж е врем я б ы л а составлена сводная
карта современных вертикальны х движ ений земной коры Восточной
Европы в м асш табе 1 : 2 5 0 0 000 (редактор Ю. А. М ещ еряков) и в
1973 г.— несколько отличаю щ ийся по со д ерж ан ию м а кет той же карты
в масш табе 1 : 1 0 000 000. К ар ты о трази л и интенсивность и н а п р а в л е н ­
ность современных движений. П ри их составлении был использован
комплексный подход, объединивш ий д ан ны е геодезистов, океанографов,
геоморфологов, геологов, геофизиков.
Следует отметить, что в 1966 г. в Л ей п ци ге ( Г Д Р ) бы ла о р ган и ­
зована Комиссия многостороннего сотрудничества ак ад ем и й н аук со­
циалистических стран (К А П Г ) по комплексной проблем е « П л а н е т а р ­
ные геофизические исследования». В рамках- этой о рганизации дейст­
вуют специальные подкомиссии: соврем енны е д ви ж ен и я земной коры,
изучение землетрясений и сейсмическое районирование, геофизические
аспекты геодезии и др. В подкомиссии «Современные д ви ж е н и я земной
коры» работаю т три рабочие группы: 1) по к ар те современных д в и ж е ­
ний земной коры Восточной Европы ; 2) по комплексным и сслед ован и ­
ям на полигонах (на территории социалистических стран Восточной
Европы организовано более 10 полигонов), 3) по изучению п рил и ­
вов — современных короткопериодических движений. М ногие м е ж в е ­
домственные всесоюзные совещ ания, о рганизованны е в С С С Р , п роис­
ходили или совместно, или при участии членов К А П Г из разны х со­
циалистических стран.
Идеи, неотектоники получили п ризнание за рубежом . Н еотектон и ­
кой зан и м аю тся во всех ст р а н а х мира. Ей посвящ аю тся специальны е
научные сессии: в 1953 г. в Голландии, в 1955 г. в Ф Р Г , в 1956 и
1957 гг. в К Н Р . Много внимания этим вопросам у д ел яется и в других
странах (Япония,
Ш веция,
Ф инляндия, Чехословакия, Ю гославия,
Ф ранция, И тали я, С Ш А ). П ояви лось огромное количество публикаций.
П о к азате л е м признания неотектоники я в и л ась ор ган и зац и я спе­
циальной Комиссии по неотектонике на IV М еж дун арод н о м конгрессе
И Н К В А (Рим, 1953 г.). Е е первым президентом Ж - Б у р к а р о м (Ф р а н ­
ция) была поставлена за д а ч а сбора и систематизации информ ации по
четвертичной тектонике. Н а V конгрессе (М адрид, 1957 г.) интерес к
этой проблеме возрос. Н а VI М еж дун арод н ом конгрессе И Н К В А ( В а р ­
шава, 1961 г.) президентом Комиссии был и збран Н. И. Н и кол аев,
переизбиравш ийся на V II (Д енвер, СШ А, 1965 г.) и V III (П а р и ж ,
1969 г.) конгрессах. В этот период (1961 — 1973 гг.) основная раб о т а
была нап равлен а на р а зр а б о тк у легенд общих м еж д ународн ы х карт
неотектоники. Бы ли составлены к а р та неотектоники Европы м а с ш т а ­
ба 1 : 1 0 000 000 (гл. редактор Н. И. Н и к о л а е в ), первый м акет карты
неотектоники М ира. Н а последую щих конгрессах (Н о в а я З е л а н д и я,
1973 г.; Англия, 1977 г.) президентами Комиссии изби рали сь А. Сугимура (Япоиия) и Р. Ф ей рб р и д ж (С Ш А ), п озж е Н. А. М ёрнер (Ш в е ­
ция). З а это время происходили п лен арн ы е засен ия Комиссии в М оск­
ве (1966, 1972 гг.). Помимо проблем к а рто гр аф и ро ва н и я , р а с с м а т р и ­
вались методические вопросы, вопросы геодинамики и сейсмотектони­
ки, палеогеодезии, палеосейсмичности, захорон ен и я рад и оакти вны х о т­
ходов и др. [24]. С 1978 г. стал и зд а в а т ь с я под редакци ей Н. А. Мёрнера Бю ллетень неотектонической комиссии И Н К В А .
П р од ел ан н ая раб ота вы яви л а значение неотектоники д л я пони­
мания изменения всех компонентов природы земной поверхности —
рельефа, кли м ата, его производных, ф орм и ро ван ия ф аций и ф орм аций
23
новейших отложений, почв, животных, растительных организмов, че­
лов ека; д л я решения з а д а ч стр атигр аф ии и палеогеографии.
Современное состояние неотектоники, ее практическое и теоретиче­
ское значение. В последние годы в н ауках о З ем л е ставились и комп­
лексно р а з р а б а т ы в а л и с ь крупные м еж д унар одн ы е проекты, в которых
н еотектоника и г р ал а больш ую роль, что способствовало ее д ал ьн ей ­
ш ему развитию . Среди них отметим: 1) проект изучения современных
д виж ений в р а м к а х М Г Г С в комиссии по современным движениям;
2) изучение неотектоники в р а м к а х И Н К В А в комиссии по неотекто­
нике; 3) м еж д унар одн ы й проект Л и то сф ер а, охваты ваю щ ий раб оту
многих рабочих групп и комиссий. В них рассм атриваю тся: распреде­
ление н ап р яж е н и й и д еф орм ац и й литосферы ; механизмы этих д в и ж е ­
ний; изучение д виж ений полюсов, изменение вращ ения Земли; корре­
л я ц и я р азли чн ы х геодинамических и геофизических процессов и яв л е­
ний; п р ед ска зан и я и п редотвращ ение или ослабление вредных явлений
к а к природных, т а к и обусловленны х деятельностью человека (извер­
ж ени я вулканов, зем летрясения, цунами, изменения кли м ата, аб р ази я
п рибреж ны х зон и д р .).
М еж ду н ар од н ы й проект по прогнозу землетрясений в рам ках
Ю Н Е С К О п редусм атривает: 1) изучение предвестников землетрясений;
2) комплексные н атурн ы е н аблю ден и я импульсных движений на гео­
динам ических полигонах; 3) изучение влияния технической деятельно­
сти человека на эндогенные процессы; 4) прогноз землетрясений (см.
рис. 1).
П ров од и л ас ь р а зр а б о т к а проблем новейшей тектоники в рам ках
М еж дун ар од н о го геологического конгресса и М еж дународного геогра­
фического конгресса. П редстоит работа по м еж дународной геосфернобиосферной про грам м е «Г л обальн ы е изменения». Н а основе м еж д у н а­
родных проектов, где в комплексе со специальными вопросами изу ча­
ются проблем ы неотектоники, действуют международны е, н ациональ­
ные и м еж ведом ственны е организации, изучаю щ ие перечисленные вы­
ше вопросы. В у к а зан н ы х програм м ах неотектоника является одним из
инструментов в познании слож ны х природных процессов, результаты их
комплексного изучения д аю т в аж н ы е м атери алы д ля более полного
понимания новейшего тектонического этап а разви тия земной коры и
п лан еты в целом.
Комплексны й подход к изучению главнейш их проблем в н ауках о
З е м л е привел:
1) к вы р аботк е комплексной методики в изучении неотектоники;
более строгой формулировке, зад ач исследования и определению опти­
мального комплекса методов изучения применительно к ста вя щ и м ся
за д а ч а м и особенностям района;
2) к взаимной ассимиляции различны х наук, потере границ м е ж д у
отдельны ми н аукам и и ‘научными дисциплинами. В неотектонике это
ск азал о с ь на том, что некоторые исследователи неправильно стали счи­
тат ь неотектонику не р азд ел о м Геотектоники, а частью геоморфологии.
Тесные связи м еж д у различны ми наукам и повлияли на понимание
объектов исследования. В- неотектонике и геоморфологии они значи­
тельно расширились. И зу ч ая природу движений, необходимо привле­
ка ть д ан ны е см еж ны х н а у к ’и учитывать качественно иной характер
глубинных процессов по сравнению с процессами, идущими в земной
коре. Д л я понимания неотектонических процессов необходимо в ы явл е­
ние геодинамических связей, взаимообусловленности геологических
явлений с астрономо-геодезическими, геофизическими, геохимическими,
24
^петрологическими и географическими процессами и явлениями, что п о з­
воляет более правильно понимать н аб лю д аем ы е на поверхности Зем ли
-сложные явления и д а в а т ь им необходимое истолкование. Все это з а ­
ставляет применять более ш ирокие методы ан ал и за.
Современное состояние неотектоники о тр ази л о Всесоюзное сове­
щание по п роблем ам неотектоники и современной дин ам ики литосферы
(Таллин, 1982 г.). Д остигнуты е успехи позволили рассм а тр и в ать нео­
тектонику к а к новое методическое направление, которое зан я л о проч­
ное место в общем комплексе геолого-геоморфологических, геодезиче­
ских, геофизических и поисковых работ, п роводимы х к а к на тер р и то ­
рии С СС Р, т а к и за рубежом. В ы я вл е н а в а ж н а я роль неотектоники в
изучении внутреннего строения Земли.
Р а зр аб о тк о й научных и п рактических з а д а ч неотектоники з а н и м а ­
ется специально со зд ан н ая на геологическом ф ак ул ьтете Московского
университета л аб о р ато р и я неотектоники и сейсмотектоники. Ею состав­
ляю тся обзорные карты новейшей тектоники, ведется б о ль ш а я м е ж д у ­
народная работа, р а зр а б а т ы в а ю т с я количественные методы и ссл ед о в а­
ний тектонических движений.
В результате коллективных ком плексных исследований составлены
:и опубликованы разн о м а сш та б н ы е карты новейшей тектоники р а зл и ч ­
ных территорий С С С Р (под редакцией С. С. Ш у льц а, Л . П. П ол кано вой, И. П. В ар л ам о в а, Н. И. Н и ко л ае ва , А. Г. З о л о т а р е в а , Н. А. Флоренсова, А-. В. Вострякова, Н. А. Л о г ач ев а, С. И. Ш е р м а н а и д р .). С о ­
ставлены т а к ж е обзорные карты Европы (гл. редактор Н. И. Н и к о л а ­
ев), Советского Союза и сопредельны х об ластей
(гл. редактор
Н. И. Н и к о л ае в), Ю ж ной Азии и сопредельны х областей, М ира, о т­
дел ьн ы х континентов (под редакци ей Н. И. Н и к о л ае ва , А. А. Н а й м а р ка, Ю. А. К узнецова, Е. Е. М илановского и др.).
Получен обширный м а тер и ал по современным д ви ж ени ям и д е ф о р ­
мациям земной коры. С оставлены о ригинальны е карты р азн ы х м а с ш т а ­
бов современных д виж ений земной коры (под ред акци ей Ю. А. М ещ е­
рякова, Д. А. Л и ли ен б ерга и д р .), о б зор ная к а р та современных д в и ­
жений С С С Р ; многочисленные сейсмотектонические карты и карты
■сейсмического районирования (под редакцией В. И. Буне, Г. П. Г орш ­
кова, М. А. Садовского, В. П. Солоненко и д р .). Р а з р а б о т а н а методи­
ка построения р азн ооб р азн ы х производны х к а р т новейшей тектоники
(М. В. Гзовский, Г. И. Рейснер, П. Н. Н и кол аев, Л . А. Сим и д р .).
Ш ирокое применение н аш ли м а тери ал ы по геофизике, разл и ч н ы е р а с ­
четные методы и построения моделей д л я интерпретации современных
движений и деф орм аций (В. А. М агницкий, Е. В. Артюшков, О. Г. Сорохтин, В. А. Кучай, П. Н. Н и кол аев и д р .). В ы я вл е н а в а ж н а я роль
неотектоники в исследовании глубинного строения земной коры и в ер х ­
ней мантии, а т а к ж е д еф орм аци и З ем л и к а к планетного тела.
Д л я установления неотектонических дви ж ени й больш ое значение
«меют восстановление истории ф орм и рован ия рельеф а, д ан ны е регио­
нальной палеогеоморфологии, исторической геоморфологии. О бш ирный
материал по этим вопросам д аю т обобщ аю щ и е сведения по истории
разви тия рельефа Сибири и Д а л ь н е г о Востока, и зданн ы е в 1964—
1976 гг. и др. Больш их результатов мож но о ж и д ать от д е ш и ф р и р о в а ­
ния снимков, сделанных из космоса, техника расш и ф ровки которых
•быстро прогрессирует [16, 25].
Изучение неотектоники стало ак туал ьн ы м д л я реш ения р а зн о о б ­
разны х практических задач. Д а н н ы е неотектоники использую тся д л я
•оценки сейсмической опасности, д ля сейсмического районирования,
25
прогноза зем летрясений и при геодезических работах. П. Н. Кропоткин,.
П. Н. Н и ко л аев, О. А. Л еб ед ев а, В. С. Хромовских и др. установили,
что разл и чн ы е типы новейших тектонических структур х ар а к тер и зу ­
ю тся разл и чн ы м н ап ряж ен н ы м состоянием. Это д ел ает актуальны м изу­
чение неотектоники д л я прогноза эпицентральны х зон сильных зем л е­
трясений, особенно при выборе и оценке информативности геологиче­
ских критериев сейемичности. З н ан и е закономерностей неотектоники
очень необходимо при инж енерно-геологических и гидрогеологических
и сследованиях по устойчивости склонов, строительстве туннелей, п ло­
тин, портовых сооружений, строительстве атомны х электростанций, газо-нефтепроводов, оросительных систем, решении зад ач водоснабж е­
ния и т. д. В связи с возмож ностью возникновения возбужденной сей­
смичности д ан н ы е неотектоники существенны при выборе реж им а э к с­
п лу атац и и водохранилищ , проведения горных работ, прогнозировании
горных уд ар о в и выбросов в ш ахтах, устойчивости геодезических ре­
перов, захорон ен и я р ад и оакти вны х отходов. Сведения по истории и
законом ерн остям новейших тектонических движ ений и деформаций
имеют в аж н о е значение д л я прогноза мест располож ения тектониче­
ских структур, скры ты х на глубине и явл яю щ ихся коллекторами нефти1
и газа, при вы боре места з а к л а д к и глубоких и сверхглубоких скважин,
при прогнозировании рудных и нерудных полезных ископаемых, рос­
сыпных месторож дений в пред ел ах суши и шельфа.
Н еотектоника способствует познанию причин тектонических я в л е ­
ний, стремится объяснить процессы, происходящие в глубоких частях
Зем ли. М а т е р и а л ы по неотектонике очень в аж н ы д ля понимания р ел ь ­
еф а земной поверхности, рельеф о об разую щ их процессов, интерпрета­
ции региональны х геофизических данных, геоморфологических, геоде­
зических и других аномалий. Изучение новейших тектонических дви­
ж ений и тектонических структур стал о актуальн ы м и при решении воп­
росов охраны ок р у ж аю щ ей среды.
О ценивая современное состояние неотектоники ка к научной д и с­
циплины, мы д о л ж н ы п ризн ать ее бурное развитие. Неотектоника —
оф орм ивш ееся н ап равл ен ие в геотектонике. Она имеет огромное з н а ­
чение д л я понимания многих явлений природы, наших теоретических
представлен и й о развитии земной коры, литосферы. Неотектоника
возни кл а и п олучила д ал ьн ей ш ее р азвитие в С С С Р . Теперь ею з а н и м а ­
ются во многих странах, многих м еж д унаро дн ы х организациях. Ей п о­
свящ ен а огром н ая л и тер атур а. Углубленное изучение движений и д е­
ф орм аци й земной коры позволяет н ад еяться на получение достоверных
м атер и ал о в д л я прогноза- быстрых движ ений — землетрясений, одной
из важ н ей ш и х п роблем современности.
И зучение неотектоники вместе с тем п о казал о, что перед ней сто­
ят многочисленные зад ач и и проблемы, требую щ ие дальнейшей р а з р а ­
ботки. Г лавнейш ие из ниХ: 1) необходимость продолж ения сбора новых
региональны х д ан ны х по всем континентам и л о ж у океанов с целью
установления корреляти вн ы х связей м е ж д у геологическими, геофизиче­
скими, астрономо-геодезическими, географическими и антропогенными
явлен и ям и и в ы р а б о тк а единой трактовки процессов геодинамики лито­
сферы; 2) внедрение количественных методов ан ал и за неотектоники с
применением ЭВМ, дистанционны х методов и др.; 3) р азр а б о тк а и со­
ставлени е новых ка р т неотектоники с отраж ением элементов современ­
ной геодинамики, необходимых д л я практического использования, с
более полным отоб р аж ени ем новейших горизонтальны х движений и
разр ы в н ы х д еф орм ац и й земной коры; 4) использование данны х неотек­
26
тоники -и геодинамики д л я р азр а б о т к и более полной и всеобъемлю щ ей
■модели современной и новейшей геодинамики З е м л и , учиты ваю щ ей
достиж ения в различны х о б ла стя х н аук о З ем л е; 5) изучение н а п р я ­
женного состояния земной коры и верхней майтии, вы явление ки н ем а­
тики новейших д виж ений и механизм ов д еф орм ац и й структурны х форм;
6 ) изучение природы всех типов неотектонических д виж ений; 7) изуче­
ние влияния неотектоники на ф о р м и р о в а н и е 'и сохранение м е сто ро ж д е­
ний рудных и нерудных, россыпных, тв ер д ы х и ж и д ки х полезных ис­
копаемых; 8) вы явление м ехан изм а широко разв и ты х на континентах
и в пределах дна ак ватор ий концентрических д исло к ац ий (структур
центрального т и п а ) ; 9) изучение влияни я деятельности человека на
проявление тектонических дви ж ени й (медленных и б ы с т р ы х ), изуче­
ние их геодинамики и использование при решейии вопросов охраны
окруж аю щ ей среды.
Очевидно решение всех этих вопросов возм ож н о при совместном
рассмотрении современной и новейшей тектоники и геодинамики, при
комплексном их анализе.
С О Д Е Р Ж А Н И Е И С ТРУ КТУРА Н Ё О Т Е К Т О Н И К И
Содержание неотектоники и ее разделы. В настоящ ее в рем я нет
единства в делении геотектоники (тектоники) на отдельны е р азд ел ы
или более узкие научные дисциплины. З а р убеж ом геотектоника н е­
редко рассм атривается ка к составная часть динам ической геологии.
В С С С Р ч ащ е всего вы д ел яю т следую щ ие тесно св яза н н ы е м е ж д у со ­
бой разделы : региональную, морфологическую геотектонику, или струк­
турную геологию, историческую, общую геотектонику, в клю чаю щ ую
геодинамику и теоретическую геотектонику. Н а п р а в л е н и е в геотектони­
ке, исследующее данны е непосредственных наблю дений н а д тектониче­
скими движениям и и процессами, к а к современными, т а к и происхо­
дящими на протяж ении ж изн и культурны х поколений человечества,
Ю. А. Косыгин [8] п р ед л а гает вы д елять в особый р азд ел — д и н ам и ч е­
ской тектоники.
П олож ение неотектоники в ук а зан н ы х р а з д е л а х р ас см а т р и в ае тся
по-разному. Так, В. Е. Хайн считает ее частью р а зд е л а исторической
геотектоники, исследующей специальны ми методами последний о тре­
зок геологического времени,— новейший этап разви тия структуры з е м ­
ной коры; В. В. Белоусов и Ю. А. Косыгин — чдстью общей геотекто­
ники, вклю чая ее в геодинамику; Б. П. Б а р х а т о в и Л. И. К расн ы й о т­
носят ее к самостоятельному р а зд е л у геотектоники; Н. И. Н и к о л ае в
рассматривает неотектонику к а к особое н ап рав л ен и е в геотектонике, в
которой могут быть выделены все перечисленные выш е р азд ел ы
(рис. 2). К ратко охарактери зуем их.
Региональная
неотектоника
п реследует з а д а ч у систе­
матического описания новейшей тектоники и проявлений тектонических
движений отдельных территорий. Основным методом познания новей­
шей тектоники, установления законом ерностей ее проявления яв л яе тся
■составление ка р т неотектоники с о б язател ьн ы м использованием а э р о ­
ф отом атериалов и космических снимков. К ар то гр аф и р о в ан и е осущ ест­
вляется при государственной комплексной съ ем ке р азн ы х м асш табов и
■составлении обзорных м елком асш таб н ы х карт. П ри общих р еги он ал ь­
ных исследованиях описываются структурны е ф ормы разного порядка
(в соответствии с м асш табом и зучения), их в заи м н ы е группировки,
ан ал и з истории их развития. Д а е т с я систематическое описание неотек27
НЕОТЕКТОНИКА
С Т Р У К Т У Р Н О М О Р------------------------------------------Ф О Л О Г И Ч Е С К А Я—
РЕГИ О Н АЛ ЬН А Я
1
Общ ая
/
Классиф икация
Частная
\
/
■Составление
И СТО РИ ЧЕСКАЯ
I
~1
стр уктур н ы х форм
\
i
Разрывные
i
Плавные
карт
\
/ I ДN.
етальные
О бзор н ы е
Типы,
/
пор яд ки ,р анги
Рассмотрение неотектоники
по стратиграфическим срезам
Разделение
по глубине заложения
Поверх
ностмые
I
\
Г лубинные
Новейш ая палеотектоника
/
Д инамика
стр уктур н ы х
форм
Сверхглубинные
м асш табов I
Синтетический.
. '
карты
/
Аналитический
Устойчивые
N
\
Г еотектогенез
I
I J Геоморфо! енез
I
1
Анализ геотектонических
и геоморфологических
концепций
Развитие
/
Унаследованное
\
Г еодинамика
*
I
Общие закономерности .
п^юявпения
нео тек тонических движении
I
\
Зависим ое
П одвижные
✓
А втоном ное
(новообразование)
М атериковые,
океанические.
Составление производнь 1х
карт на количественной
основе
Г еотектонический
синтез
1
Выделение
геоструктур ны х зон
\
ЭКО Л О ГИ ЧЕС КА Я
Н ЕО ТЕКТО Н И КА
Средних
\
Смена
эндогенных
режимов
I
I
Природа
современных движений
Изучение
на геодинамических
полигонах
Дрейф
м атериков, пли
Деформации
геоида
Моделирование
Изучение закономерностей
и механизма образования
новейш их стр уктур н ы х форм
Региональное
появление
Каи ты современных движений
/
Медленных
Рис, 2. Структура и содерж ание неотектоники
\
Бы стр ы х
тоники с установлением к а к индивидуальны х, т а к и общих черт строе­
ния того или иного района. В осстанавл и вается Новейший структурный;,
план и его соответствие (несоответствие) структурном у п лан у более
ранних этапов тектонического развития. П ри - специальны х (частных)
региональных неотектонических исследованиях в соответствии с реш е­
нием той или иной практической зад ач и изучаю тся и картир ую тся от­
дельно взяты е структурные формы, такие; к а к «ж ивущ ие» разл ом ы ,,
блоки, складки и т. д.
Д ан н ы е региональной неотектоники яв л яю тс я основой неотектони­
ческого районирования и составления специальны х к а р т н е о т е к т о н и к т
На их основе строятся разли чн ы е производны е карты.
Структурная
или
морфологическая
неотектоник а изучает структурные формы з а л е га н и я горных п ород (о б р азу ю ­
щих геологические т е л а ), созданны е тектоническими д ви ж ени ям и в п ре­
делах материков и дна океанов. П ри этом р а зр а б а т ы в а е т с я их к л а с ­
сификация с учетом условий о б р азо в ан и я структурны х форм. Р а с с м а т ­
ривается п р еобразован ие новейшими тектоническими д ви ж ен и ям и р а ­
нее созданных структурных форм более древнего зал о ж е н и я . Д а е т с я
классификация их по глубине за л о ж е н и я (поверхностные, глубинные,,
сверхглубинные); вы я вл я ется степень ун аследованности новейших
структурных зон с разделени ем их на устойчивые и подвижные. П о ­
мимо описания внешнего облика р азли чн ы х новейших структурны х
форм, морфологическая неотектоника в какой-то мере зан и м ае т ся в ы ­
явлением условий их об разован ия, р а з р а б а т ы в а е т вопросы кинематики-;
движений.
Историческая
неотектоника
в п р ед ел ах олигоцен-чет вертичного времени изучает последовательное разви тие новейших
структурных форм (поэтапное развитие) по условно вы б р ан н ы м с т р а ­
тиграфическим срезам. У стан ав л ив аю тся отдельны е этапы ускорения'
и зам едления новейших тектонических движений, д и н ам и к а в развитии*:
структурных форм, стадии неотектонического разви тия. П о этим д а н ­
ным строятся поэтапные карты неотектоники. С опоставление их в ы я в ­
ляет динам ику разви тия структурны х форм, позвол яет установитьунаследованное, зависим ое или автономное
(нал о ж енн ое) развитие.
Выявляется смена во времени эндогенных реж им ов. У ж е в н асто я щ ее
время появились исследования по исторической неотектонике У краи н ы ,
Крыма, К а в к а з а и других регионов.
О б щ а я н е о т е к т о н и к а р ас см а тр и в ае т общ ие закономерностипроявления новейших тектонических движений. И зуч аю тся зак о н о м ер ­
ности и механизмы о б р азо в ан и я новейших структурны х форм. Н овы е
разработки в неотектонике д аю т возм ож н ость проверить основные п о­
ложения различны х геотектонических гипотез и тем сам ы м способству­
ют развитию общей теории геотектоники. С ум м а всех д ан н ы х п о зв о л я ­
ет более обоснованно подойти к оценке представлений в области геотектогенеза и тесно связанного с ним геоморф огенеза и д а т ь более кри ­
тический ан ал и з геотектонических и геоморфологических концепций.
А к т у о т е к т о н и к а — учение о современных д виж ениях, д л я ко­
торых были предлож ены т а к ж е несколько отличаю щ иеся по об ъем у
понятий термины геокинетика и д ин ам и ч еск ая тек тони ка,— тесно с в я ­
зана с общей неотектоникой (раздел г е о д и н а м и к и ); различны ми мето­
дами изучает природу современных движ ений; в ы я вл я ет их р а с п р о ­
странение путем составления специальны х ка р т к а к медленных (к оле­
бательных), т а к и быстрых (сейсмических) движений; изучает дрей ф
материков, перемещ ение отдельны х литосф ерны х плит, д еф о рм ац и ю
29>
геоида, что существенно помогает р а зр а б о т к е общей теории тектогенеза
и геоморфогенеза. Если д ви ж ени я д алекого геологического прошлого
и зучаю тся только по р езу л ь тата м их проявления, то неотектоника поз­
вол яет изучать непосредственное действие этих движ ений и применять
эти данны е, в разум ны х пределах, д ля истолкования тектонических
процессов прошлого.
Экологическая
неотектоника
рассм атривает пробле­
мы экологии не только с точки зрения отрицательного влияния х озяй ­
ственной деятельности человека на среду, на проявление эндогенных
процессов, но и с позиций охраны о к руж аю щ ей геологической среды.
З е м н а я кора рассм атривается, например, к а к в ед ущ ая и определяю ­
щ а я часть биосферы, к а к среда обитания и деятельности человека
(В. И. В ернадский, А. В. Сидоренко, Е. М. С ергеев). Возникает зад ач а
прогноза р азв и ти я о кр у ж а ю щ е й среды в связи с интенсивной хозяйст­
венной деятельностью человека, прогноз ее естественного развития и
антропогенных изменений (медленные, быстрые д ви ж ен и я). В аж н ая
п р о б л ем а экологической неотектоники — р а зр а б о т к а научных основ
п рогнозирования и борьбы со стихийными природными к а к эндодинамическими, т а к и экзодинам ическим и явлениями и процессами.
Все перечисленные р азд ел ы неотектоники тесно взаимосвязаны и
взаим ообусловлены (см. обратны е стрелки на рис. 2).
Виды неотектонических движений. Чисто условно, в зависимости от
времени проявления дви ж ени й и прим еняем ы х методов их установле­
ния, в п ределах неотектонического э тап а чащ е всего различаю т сле­
дую щ ие д ви ж ен и я и структурны е формы: импульсные, техногенные,
•современные, исторические, молодые, четвертичные (плейстоценовые) и
новейшие. При использовании этих терминов и вкл ад ы ваем ы х в них
понятий следует иметь в виду, что по своей природе и х ар а ктер у эти
д ви ж е н и я не могут быть строго выделены ни по методическому, Ии по
в озрастн ом у принципам. Все ука зан н ы е п одразделен ия движений в пре­
д е л а х неотектонического э тап а являю тся в той или иной мере условны ­
ми, вы д еляю щ и м ися по комплексу признаков. К а к справедливо у к а зы ­
в ает А. А. Никонов [51], в насто ящ ее время главнейш ими критериями
вы деления современных и голоценовых движений пока являю тся ц еле­
сообразность и договоренность. Это ж е относится и ко всем другим
вы д еляем ы м дви ж ени ям . К р атко ох арактер и зуем их.
Импульсные
(сейсмические) д в и ж е н и я
являю тся следст­
вием р азви тия геологической обстановки и тектонических деформаций,
когда н акопление нап р яж ени й в горных породах достигает уровня
временной прочности данной- среды и образую тся землетрясения. П е ­
риоды относительного покоя, когда происходит накопление упругих
н апряж ений, чередую тся с импульсами быстрого дви ж ени я со скоро­
стью 10-8— 10~12 лет, в момент которых в упруго деформированных
горных породах происходит сб расы ван и е нап ряж ени й с выделением
сейсмической энергии. В озникаю т упругие колебания и остаточные де­
формации в виде трещ иноватости, разры в ов разной протяженности
и др.
.
•
Скорость сейсмических д виж ений трудно поддается измерению.
Ее оценка по остаточным, деф ор м аци ям составляет метры в секунду.
Это превы ш ает скорость медленных тектонических движений более чем
на 10 порядков. Р азрядка, н ап р яж ен и й происходит не мгновенно, а в
зависимости от их интенсивности зан и м ае т от одной до нескольких се­
кунд ( ~ 1 0 с). В ремя р азр я д к и получило н азван ие «сейсмической те­
кучести».
:30
Сейсмические д ви ж ен и я Ю. А. Косыгин • н а зы в а е т «быстрыми»,
противопоставляя их «медленным» поднятиям и опусканиям земной
поверхности или тектоническому крипу, и вы деляет к а к «сейсмогенные». Нередко используют термин «сейсмотектонические» д в и ж е н и я,
поскольку они ведут к о бразован ию остаточных деф орм аций, н а з ы в а е ­
мых сейсмодислокациями. Ч а сто используется термин «импульсные»
движения (Д. А. К азим иров, Н. И. - Н и к о л а е в ) .. П од сейсмичностью
следует понимать проявление импульсных тектонических дви ж ени й к а ­
кого-либо района, основной осо б ен н о сть ю . которых я в л я е тся их д и с­
кретность во времени и в пространстве. Среди них вы д ел яю т зе м л е ­
т р ясен и я— единичные сотрясения — импульсы, всегда п р ивязанны е к
конкретным координатам времени и п ространства. Т аким образом, и м ­
пульсные движ ения зап еч атл ев аю тся в тектонической структуре, т е к ­
стуре горных пород, геологических р а з р е з а х и 'в л и я ю т на р азв и т и е
рельефа, особенно в плейстосейстовых об ла стя х сильных зем л е т р я с е ­
ний. Они пред ставл яю т большой практический интерес и явл яю тся
объектом изучения не только сейсмологов, но и геологов.
Техногенные
движения
вы зван ы или обусловлены и н ж е ­
нерной и хозяйственной деятельностью человека. Это преимущ ественно
поверхностные перемещения, возни каю щ и е б л а го д а р я см еш анн ом у в о з­
действию различны х источников энергии, обусловленны е усилением
или ослаблением естественных тектонических процессов на л о кал ьн ы х
небольших участках. Техногенные д ви ж ен и я протекаю т на фоне про­
явления других категорий д виж ений и разгран и ч и ть их бы вает труднои не всегда возможно. П о д р азд ел яю тс я они на медленны е и быстрые
движения, связанны е с изменением статической н агрузки, гидр остати ­
ческих условий в недрах, прилож ением динамической нагрузки, и скус­
ственным изменением тем пературы недр, изменением н ап ряж енн ого
состояния горных пород и другими ф ак то рам и . В рем я их про явл ен ия
оценивается от 10~8 до 6 -1 0 3 лет. В процессе своей деятельности чело­
век всегда воздействовал на природу. Вопросы взаимоотнош ений м е ж д у
человеком и природной средой рассм а тр и в аю тс я в р а з д е л е экол огич е­
ской неотектоники.
С о в р е м е н н ы е д в и ж е н и я земной коры п ро яв л яю тся в виде
деформаций на поверхности и в ее недрах под воздействием внутрен ­
них и внешних относительно литосферы ф акторов, в н астоя щ ее время
и в последние 100— 200 лет [51]. П е р во н ач ал ь н о н азв ан и е «соврем ен­
ные движ ения» использовалось к а к термин свободного по льзован и я и
предназначалось д л я голоценовых, плейстоценовых и новейших д в и ­
жений. В ы являем ы е на поверхности современные д в и ж е н и я о т р а ж а ю т
сложную интерференцию перемещ ений разного генезиса. П о д сов ре­
менными движ ениям и следует понимать полигенетические, м ногоком­
понентные перемещ ения земной поверхности, вещ ества недр и и зм ен е­
ния формы Земли, изучаю щ иеся инструментальны ми методами, о т р а ­
жаю щ ие накопление н ап р яж ен и й и д еф ор м аци й под воздействием р а з ­
личных источников энергии. Т ак и е перем ещ ения о т р а ж а ю т ки н ем атику
движений; динам ика и генезис их требую т специального ан а л и за . Д л и ­
тельность движений определяется до 10— 102 лет. З а д а ч и в ы явлени я
природы этих д виж ений с количественной оценкой о ка зы в аю тс я необы ­
чайно сложными. Р еш ением их зан и м ае тся р а зд е л неотектоники —■
актуотектоника.
Исторические
движения,
т а к ж е в ы д ел яем ы е условно,
включают перемещения, фиксируем ые по историческим и археологи че­
ским данным по отрезку времени в 102— 6 -103 лет. Временной интерЭГ
в ал , определяемы й понятиями исторического и археологического вре­
мени, о к а зы в ае тся д л я р азн ы х стран разн ы м и частично соответствую­
щ им молодым д виж ениям .
Под м о л о д ы м и д в и ж е н и я м и
земной коры понимают пере­
м ещ ения земной поверхности и деф о рм аци и горных пород, происходив­
шие в п р ед ел ах 10— 12-103 лет. И х часто н азы ваю т голоценовыми, что
не совсем точно, т а к к а к молодые д ви ж ен и я вклю чаю т не только
послеледниковое, но и позднеледниковое время, выходящ ее за преде­
л ы возрастного интервал а голоцена. К роме того, разн ы е исследовате­
л и в разны х стран ах продолж ительность голоцена оценивают по-раз­
н о м у — от 6 -1 0 3 до 11-103 лет. Ц елесо об разн о сть выделения молодых
д ви ж е н и й о п р е д е л я е т с я ' тем, что в этот отрезок времени произошли
крупные изменения в физико-географической среде. И зучаю тся моло­
д ы е д ви ж ени я, главны м образом путем применения геолого-геоморфологических методов.
Совсем условно вы деляю тся ч е т в е р т и ч н ы е
(плейстоценовые,
антропогеновы е) д в и ж е н и я .
Это вызвано необходимостью учиты­
в а ть четвертичную тектонику при изучении геологии и палеогеографии
четвертичного периода п р одолж ительностью около 1 ,8 -106 лет. Н а ко­
миссии по неотектонике И Н К В А (Амстердам, 1978 г.) было сформули­
рован о определение неотектоники применительно к этому времени.
П риводим его с исправлениями. Ч етвертичная тектоника — это любые
активные д ви ж ени я земной коры или д еф орм аци и геодезического ис­
ходного уровня, их механизмы, имеющие значение д ля разных практи­
ческих целей и д л я возм ож н ы х экстраполяц и й в будущее. Д ви ж ени я
зем н о й коры не могут быть изолированы от движений геологического
л р о ш л о го (собственно неотектонических), поэтому четвертичная тек ­
тон ика, ка к и неотектоника, не имеет реальной нижней границы во
времени. Она в клю чает д ви ж ени я различного м асш таба: мгновенные —
•сейсмические (10-8 л е т), современные
(10— 102 л е т), молодые (10—
12-103 лет) и учиты вает более ранние неотектонические движения,
если это необходимо д ля и сследования четвертичной тектоники.
П р и интерпретации д виж ений принимаю тся во внимание явления,
происходящ ие внутри самой Зем л и, и внеземные источники. Р а с с м а т ­
ри ваю тся в ерти кальн ы е и горизонтальны е движ ения земной коры (и
их глубинны е источники) и деф орм ации океанической и континенталь­
ной поверхности геоида йо времени. Это озн ачает необходимость ис­
пользован и я данны х гравиметрии и изменения исходного геодезическо­
го уровня (к ак наземного, т а к и океанического). Д о л ж н ы тщательно
и зучаться скорости и частота различны х геологических процессов. Вви­
ду того что четвертичная геология и неотектоника — типичные междис­
циплинарны е разд ел ы , д о л ж н ы использоваться данны е всех отраслей
н ау к о З ем л е, прямо или косвенно связан ны е с неотектоникой и чет­
вертичной геол о ги ей .'А н али з наблюдений, полученных при полевых ис­
следованиях, д о л ж ен соч етаться с выводами смежных дисциплин и
теоретическими соображ ениям и. В таком виде четвертичная тектоника
и м еет ф ун дам ен тальн ое зн ачение д ля выяснения условий обитания
человека на З е м л е (сейсмичность, вулканизм, скорости и частота дви­
жений, непрерывность и прерывистость явлений и т. д.) и последствий
его деятельности (инж енерны е сооруж ения, мелиорация, эксперимен­
тал ьн ы е ядерны е взрывы и т. д .). Д л я изучения четвертичных д ви ж е­
н ий используется комплексный метод.
Неотектонические д ви ж ени я соответствуют отрезку времени неотек­
тонического этап а (35—40-10® л е т ), который вклю чает все перечислен­
-'32
ные выше движ ения и структурные преобразования. Д л я изучения нео­
тектонических движений и структурных форм применяю тся ком плекс­
ные методы.
Геодинамические модели. Конечной целью неотектонических и ссле­
дований является создание геодинамических моделей, позволяю щ их
выявить механизм тектонических процессов . и объяснить структуру
земной коры и верхней мантии, а т а к ж е ее -в ы р а ж е н и е в современном
рельефе твердой Земли. В геологии предлож ен о большое количество
моделей, основанных или на разном понимании внутриземны х ф и зи че­
ских механизмов или на использовании только геологических данных.
Во многих
национальных
прогр ам м ах : выявление геодинамики
Земли, решение всех вопросов динам ики литосферы подчинено концеп­
ции глобальной тектоники плит. М еж ду тем идеи «мобилизм а» или
«фиксизма», р азв и ваем ы е в теоретической Теологии,— это лиш ь п р и ­
ближение к осознанной реальности. Ни одна из них не мож ет счи тать­
ся единственно правильной.
Изучение современной динам ики литосферы д о лж н о учиты вать гео­
дезические и п лан етарн ы е процессы, ведущ ие к изменению формы
геоида, принимать во внимание разл и чн ы е точки зрения; та или иная
предлагаемая модель д о л ж н а быть не предвзятой, а вы текать из с у м ­
мы достоверных геологических знаний и диалектической логики их
осмысливания. С позиций большей части современных моделей текто­
генеза планета З е м л я пред ставл яет собой к а к бы тепловую машину, в
которой основное тепло в ы д ел я ется при гравитационной д и ф ф ер ен ц и а­
ции мантийного вещ ества в экзотермических реакциях, протекаю щ их
на разных уровнях, в частности, при взаимодействии мантии и ядра.
П редлож ены различны е модели геодинамики Зем л и. Остановимся
на некоторых из них. Одна из наиболее полно р азр а б о т а н н ы х моделей
была п редлож ена В. В. Белоусовы м [5]. Основой р азв и ти я литосферы
он считает диф ф еренциацию вещ ества первичной неоднородной Земли.
Гравитационная диф ф ерен ц иаци я в виде перем ещ ения легкого м а т е ­
риала из нижней мантии вверх происходит по отдельны м ка н а л а м , н а ­
гретое глубинное вещество в которых отличается пониженной в я з к о ­
стью. Поступаю щ ее в астеносферу вещество вы зы вает импульсы в о з­
буждения астеносферы и разли чн ы й х ар а к т ер ее взаимодействий с л и ­
тосферой. М одель глубинных процессов и форм ирование структур з е м ­
ной коры оказы ваю тся разн ы м и в об ластях с разны ми эндогенными р е ­
жимами. Б о л ь ш ая роль отводится глубинным р азл о м а м , расчленяю щ им
литосферу на отдельные глыбы. В ы п лавлен ны й астеносферны й м а т е ­
риал проникает в л итосф еру в виде диапиров и астенолитов — тел,
полностью отделивш ихся от астеносферы. Степень возбуж дени я а с те­
носферы определяет тот или иной эндогенный реж им. Сильные в о з б у ж ­
дения астеносферы вы зы ваю т особенно больш ую механическую неус­
тойчивость и значительные вер ти кал ьн ы е перем ещ ения астеносферы.
По мнению В. В. Белоусова, зем н ая кора океанов яв л яе тся вто­
ричной, возникшей за счет переработки (бази ф и кац и и) кон ти ненталь­
ной коры, ранее сущ ествовавш ей на месте современных океанов, что
совершенно отрицает горизонтальны е движ ения, пр ед усм атр иваю щ иеся
тектоникой плит. М одель литосферы в условиях разли чн ы х эндогенных
режимов дается на рис. 3.
В связи с успехами научно-технического прогресса и получением
обширных данных по океаническому дну возни кла м одель тектоники
литосферных плит, концепция р азви тия литосф еры З ем л и , и звестная
под названием новой глобальной тектоники, или плейттектоники. Она
3
Зак. 309
33
Рис. 3. М одель литосферы для
орогенного режима. По В. В.
Белоусову
Х'фШрц?/?
Л
Л
Л
Л
А
А
A
A
A
а
А
Л
A
Л
а
Л
А
А
А
А
л
А
Л
Л
А
А
а
А
А
А
А
Л
Л
А
А
Л
A
А
л
А
Л
А
Л
Л
A
А
ЛЬу/
А
А
А
а
л
,A
Л
1
Л
л
А
A
Ш
а
A
А
Л
Л
A
А
Л
Л
А
А
А
л
а
л
а
Л
Л
A
л
Л
A
А
A
Л
Л
A
Л
Л
А
Л
А
А
л
1 — континентальная кора; форм а­
ции:
2 — нижнетерригенная,
3—
верхнетерригенная, 4 — молассовая;
5 — расплавленный базальт; 6 — ас­
теносф ера (плотность штрихов со­
ответствует интенсивности выплав­
ления
базальтов);
7 — субстрат
(верхние
твердые
слои верхней
мантии); 8 — слой Голицына; 9 —
эклогиты; 10 — амфиболитовая ф а­
ция; 11 — магма кислого и средн е­
го состава; 12 — глубинный мантий­
ный астенолит; 13 — вулкан; 14 —
тектонический
разрыв
(МПр —
межгорный прогиб; ППр — п ередо­
вой прогиб)
Л
Л
а
Рис. 4. М одель геодинамики
литосферы с позиций тектони­
ки плит. По Д ж . Уилсону
а — образование рифтовой долины;
б — образование
оси
спрединга
морского дна; в — образование оке­
ана; г — начало субдукции; д —
субдукция
срединно-океанического
хребта;
е — столкновение конти­
нентов.
1 — нормальные
сбросы;
2 — океаническая кора; 3 — средин­
но-океанический хребет; 4 — внутриконтинентальные зоны надвигов;
5 — шов; 6 — осадки
включает рассмотрение геодинамики в м а сш та б е всей З ем л и вместе
с континентами, океаническими о б ластям и и зон ам и перехода конти­
нентов к океану; нризнает исклю чительную роль горизонтальны х д ви ­
жений в формировании структур. Эти взгляды; на первых порах и м ев­
шие чисто геодинамическое направление, п р о д о л ж а л и р а з р а б а т ы в а т ь ­
ся и быстро распространились среди широкого круга геологов многих
стран мира, в том числе и в С С С Р .
‘
В соответствии с п ервоначальной моделью верхняя ж е с т к а я обо­
лочка Зем ли (литосфера) р азб и та на р я д шШт толщ иной от 10— 12
до 70— 80 км под океанам и и до 200— 300 -км под континентами. Г ори­
зонтальные р азм еры плит меняются от нескольких сотен до 10—
15 тыс. км2. Конвективные течения мантийного вещ ества приводят к
перемещениям литосферных плит со скоростью несколько сантиметров
в год, и за п родолж ительное врем я могут достигать многих тысяч к и ­
лометров, этим о бъясняется дрейф континентов. В местах р а с х о ж д е ­
ния плит возникают разломы , рифтовые зоны, ф орм ируется н овая ко ­
ра. В местах сближ ен ия плит обр азуется кон ти нентальн ая кора, возни ­
кают островные дуги (рис. 4).
С получением новых данных, вовлечением в р аз р а б о т к у модели
данных исторической геологии, петрологии, геохимии и других дисцип­
лин выш еприведенная схема значительно услож н и лась. Один из новых
вариантов наиболее полно изл о ж ен в 1982 г. А. В. Пейве и А. А. С а ­
вельевым. При изучении глубинных р азл ом о в были установлены р а з ­
ные их типы — сбросы, сдвиги, надвиги, раздвиги и ш а р ья ж и . П о к а з а ­
но, что все они кинематически связан ы м е ж д у собой. С делано предпо­
ложение о послойно дисгармоничном тектоническом течении вещ ества
различных геофизических оболочек Земли, что в условиях л а т е р а л ь ­
ной неоднородности и определило их сложную структуру. П роцессами
тектонического р ас сл аи в ан и я и диф ф ерен ц иальн ого горизонтального
смещения горных пород в п р ед ел ах коры и верхней мантии о б ъ я с н я ­
ется возникновение мантийны х и коровы х ш а р ья ж ей , «литопластин»,
«расчешуивания» геологических комплексов. При этом сры в м ож ет про­
исходить на любом уровне в зависимости от физических свойств гео­
логического разреза.
Если концепция литосферны х плит постулирует жесткость и тв е р ­
дость огромных плит и их большую геологическую однородность,
другая модель принимает большую текучесть м а т е р и а л а литосферы и
ее реологическую неоднородность, изменение фцзических свойств на
разных уровнях, ка к в пространстве, т а к и во времени. Это д ает бо ль­
шие возможности понимания структуры земной коры, тектонических
движений, явлений м а гм ати зм а, рудогенеза. По мнению А. В. Пейве,
во время крупных тектонических ф а з тектонические д ви ж ен и я одно­
временно охваты ваю т по глубине всю литосферу, а не только земную
кору. В это время происходят д иф ф ерен ц иальн ы е перем ещ ения п л а с ­
тин, образую щ ихся при рассл аи ван ии плит, их скучивание в одних
местах, растяж ени е и растекани е в других, влияю щ ие на проявление
вертикальных движ ений и ф орм и рован ие р ельеф а. Р я д исслед овате­
лей допускает большие горизонтальны е перем ещ ения в п р ед ел ах в ерх­
ней мантии и ниж е слоя астеносферы. О д н ако и в этой концепции не
учитываются все ф акты по л ат е р ал ьн о й неоднородности отдельных
оболочек, перераспределению геодинамических н ап ряж ен и й , изменению
ротационного реж им а З ем л и и др. Д искуссионными остаю тся вопросы
объяснения причин крупных горизонтальны х перем ещ ений и з ак о н о ­
мерностей их проявления.
3*
35
Геодинам ическая модель Земли, учиты ваю щ ая потоки глобальной
энергии, определяю щ ей к а к эндогенные, т а к и экзогенные процессы,
д ан а в 1980 г. Р. Ф ей р б ри д ж ем (рис. 5). П л а н е т а З е м л я р ас см а т р и в а­
ется к а к один из объектов динамической системы Вселенной, все части
которой имеют орбитальное д виж ение и разви ваю т взаимодействую ­
щие гравитационны е поля. З е м н а я кора подвергается экзогенным воз­
действиям, которые ок а зы в аю тс я циклическими по своей природе.
Ц иклическим воздействиям подвергается и атм осф ера Земли. П осколь­
ку д о к аза н перенос энергии из атм осферы в гидросферу и литосферу,,
понимание климатических циклов яв л яе тся существенным и для ис­
сл ед о ван и я д виж ений земной коры и р азн оо б разн ы х экзодинамических
процессов. Р а с с м а т р и в а е м а я модель вы глядит очень упрощенной, но
она п о к азы в ает всю слож н ость взаимодействую щ их и взаимообуслов­
ленных процессов, с которыми приходится иметь дело исследователю:
необходимость учиты вать д инам ику твердых, жидких и газообразных
оболочек Земли.
Мы привели только несколько примеров геодинамических моделей.
И с сл ед о вател ю ж е приходится стал киваться с наличием многих моде­
лей ка к частных, т ак и общих, о тр а ж а ю щ и х р азн ы е точки зрения. Это
о б я зы в а ет подходить к ним критически, тщ ательн о анализируя имею­
щ иеся факты.
Неотектонический и морфоструктурный анализы. П роб л ем а связи
рел ьеф а с геологическим строением в геоморфологии рассматривается
очень давно. Она переросла в самостоятельную отрасль наук о З е м ­
л е — учение о м орф оструктурах — ф о рм ах земной поверхности, создан­
ных тектоническими д виж ениям и в их взаимодействии с факторами
денудации и аккум уляц и и [31]. В р аб о тах И. П. Герасимова, С. К. Го­
релова, С. С. К о рж уев а, А. П. Рож дественского и др. по теории мор­
фоструктурного ан а л и за часто рассм атриваю тся вопросы неотектониче­
ского а н а л и з а и неотектоники. По справедливом у мнению Ю. А. М е­
щ ер яко ва, несмотря на большую близость этих двух научных н ап р ав ­
лений, м еж д у ними нельзя ставить зн ак равенства. Понять правильно
историю возникновения современных морфоструктурных элементов
З ем л и н евозмож но без данны х о неотектонике. Структурную геомор­
фологию нельзя отры вать от неотектоники. Отры в неизбежно приво­
дит к недооценке активной роли тектонических движений в развитии
рел ьеф а и о гран и чи вает раб оту геоморфолога ан али зом пассивного
влияния литологии и структуры на рельеф. С труктурная геоморфология
и неотектоника могут и д о л ж н ы р азв и ва т ь ся в тесной связи, взаимно
д ополняя и о б о г ащ а я друг д р уга [31]. По о бразн ом у выражению , нео­
тектоника я в л яе тся «душой» геоморфологии. Многие морфоструктурные
элементы земной поверхности были сформ ированы или преобразованы
именно новейшими тектоническими дви ж ени ям и или при их участии,
со зд ав ая , по в ы р а ж е н и р .-И. П. Герасимова, формы «активной морфотектоники».
'
В ы я вл я я соотношение .морфоструктурного ан ал и за и неотектони­
ки, многие геоморфологи неверно понимаю т цели и задачи неотекто­
нического а н ал и за, с в о д я .е г о только к изучению тектонических (нео­
тектонических) движений, заб ы в а я , что не менее в аж н о й зад ач ей я в л я ­
ется изучение новейших .тёктрничёских структур. Тем самы м суж ается
предмет изучения неотектоники. Вместе с тем, предмет исследования
морфоструктурного а н а л и за в определенной части совпадает с неотек­
тоникой, но задачи, которые реш аю тся, оказы ваю тся разными. Часто
подчеркивается, что морфоструктурным ан ал и зом охваты ваю тся эле36
Э К З О Г Е Н Н А Я ЭНЕР ГИ Я
(планетарная, солнечная, к о см и че ск а я - радиоактивная, гравитационная)
менты рельеф а, созданные не только олигоцен-четвертичными тектони­
ческими д виж ениям и, но и более древними, не явл яю щ им и ся предметом
изучения неотектоники. Д л я того, чтобы выделить новейшие тектони­
ческие структуры, т а к или иначе о траж ен н ы е в рельефе, исследователь
д олж ен применять историко-геологический метод, изучить весь ход
геологического р азви тия территории и выявить, какие ж е из них я в л я ­
ются новейшими, к а к и е унаследованны ми от более древних структур­
ных форм (вы раж енн ы м и или не вы раж ен н ы м и в рельефе литосферы ),
чтобы мож но было результаты а н а л и за отобразить на картах неотек­
тоники. Только при таком подходе могут быть установлены простран­
ственные и временны е закономерности в проявлении неотектонических
движений, поскольку они не искаж ен ы н алож ен и ем других более мо­
лоды х тектонических движений.
Т аким образом , изучение прямой и косвенной связи меж ду геоло­
гическими структурам и (новейшими и более древними) и формами
современного рел ьеф а земной поверхности яв л яется одной из сущ ест­
венных за д а ч ан а л и за . О д н ако ф ормы рел ьеф а в неотектонике я в л я ­
ю тся не целью исследования, а средством в ы явлени я новейшей текто­
ники. Этот ан ал и з д ополн яется установлением функциональной и кор­
релятивной связи элементов новейшей структуры с геофизическими
полями и геофизическим строением земной коры. Изучение неотектони­
ки о б язы ва ет у с т а н а в л и в ать историю разви тия структурных форм, от­
раж ен н ы х в рельефе, врем я их тектонической активизации, ун аследо­
ванность в разви тии от более древних этапов проявления тектониче­
ских движ ений, т. е. реш ать часть з а д а ч аналогичны х тем, которые
ставятся в морфоструктурном анализе. Выясняется, что пр еоб ладаю щ ая
часть м орфоструктур яв л яе тся одновременно неотектоническими струк­
турами. Вот почему часто н аб лю д ае тся смешение зад ач и целей изу­
чения в структурной геоморфологии и неотектонике.
В последнее врем я в геоморфологии возникло еще одно н ап р ав л е­
ние в
изучении
р ел ь еф а
Земли-— «геоморфоструктурный» анализ.
Ц елью его яв л яе тся изучение геоморфологической формы и конформ­
ного ей со д ер ж ан и я (структуры и вещ ества) в их генетической н ер аз­
рывности. В данном случае п р ед лагается изучать объемные катего­
рии — геологические тел а с конформной им внешней формой. При этом
геоморфологические исследования п олучаю т ка к бы более глубокое со­
д е р ж а н и е путем изучения трехмерного геологического пространства с
его внешним — геоморфологическим вы раж ением. Предметом исследо­
ван ия в так и х сл у ч аях становится «геоморф оструктура» — не столько э н ­
догенно об условленн ая ф орм а рельефа и не только внешняя форма
тектонической структуры,, 'а п реж д е всего сам а тектоническая струк­
тура с конформной ей внешней геоморфологической поверхностью.
П оследо вател ьн ое и взаи м освязан ное исследование геоморфоструктур в статике, д и н а м и к е ,и истории и долж но составлять, по мнению
Г. И. Х удякова, сод ерж ан ие геоморфотектоники. И злож енн ы е идеи
не явл яю тся новыми в науке и целиком повторяют вы сказанны е в 40-х
годах мысли Б. Л . Личкова-, который считал, что геоморфология д о л ж ­
на в едином представлении о х в аты вать не только форму рельефа, но и
облекаемую ею структуру,, п р ев р ащ а я сь так им образом в г е о м о р ф отектонику,
которая д о л ж н а зам енить современные геотектонику и
геоморфологию, отличаю щ иеся недостаточно широким диалектическим
охватом и однородностью. .Разви ти е геологической науки п оказало, что
идеи Б. Л . Л и чко в а не в ы д ер ж ал и испытания временем. Поэтому воз­
в ращ ени е к ним в р яд ли целесообразно.
38
Принципы и задачи неотектонического и морфоструктурного анализа
Н е о т е к т о н и ч е с к ий
анализ —
комплекс методических приемов, п озво­
ляющий: 1) дополнить историю текто­
нического развития, рассматриваемую
по более древним отложениям и струк­
турам; 2) выявить образование новых
структурных форм (в том числе крипто­
структур); 3) установить отраж ение нео­
тектоники в современном рельефе Земли
(на суше и море); 4) более правильно
понять природу тектонических движений.
Морфоструктурный
анализ —
комплекс методических приемов и вме­
сте с тем особое направление геоморфо­
логических' исследований. Он заверш ает
общие геоморфологические исследования
и имеет самостоятельное теоретическое
и практйческое значение.
П р е д п о с ы л к и — взаим освязанность
и
взаимообусловленность
природных
явлений (геологических, геоморфологи­
ческих, геофизических, планетарных, гео­
химических).
П р е д п о с ы л к и — теоретическое
по­
лож ение геоморфологии об образовании
рельефа
ЗемЛи путем
непрерывного
взаимодействия эндогенных процессов и
экзогенных явлений, протекаю щ их на ее
поверхности.
Ц е л ь — прогноз направленности р азв и ­
тия (перестройки) земной коры (и ф ор­
мы земного ш ара). Расш иф ровка строе­
ния различных
структурных
этаж ей
(комплексов) и геосфер по данным нео­
тектоники. П ознание
закономерностей
тектонических процессов (метод актуализма). Прогноз различных полезных ис­
копаемых, землетрясений,
экзогенных
явлений; решение практических задач.
Ц е л ь — выявление развиваю щ ихся морфоструктур и расш иф ровка р яд а в а ж ­
нейших элементов геологической струк­
туры любой территории по геоморф оло­
гическим признакам. Реш ение практиче­
ских задач.
З а д а ч а — выявление новейших струк­
турных форм.
Связи их с древними
структурными формами, строением зем ­
ной коры и верхней мантией. В осстанов­
ление истории и выявление закономерно­
стей проявления новейших и современ­
ных тектонических процессов, движений
и деформаций с количественной х а р а к ­
теристикой.
З а д а ч а — выявление
преемственной
связи (прямой или косвенной) меж ду
формами рельефа современной поверх­
ности, геологическими структурами р аз­
ного типа — их возраст, и новейшие дви­
ж ения. Расчленение
результатов дей­
ствия эндогенных и экзогенных процес­
сов с выделением в рельефе следов тек­
тонических деф ормаций земной поверх­
ности в виде разнообразны х развиваю ­
щихся морфоструктур.
Предмет
и с с л е д о в а н и й — гор­
ные породы (отраж ение тектонических
процессов в новейших отлож ениях); эл е­
ментарные структурные формы (ск л ад ­
ки, разрывные,
трещины, магматичес­
кие) ;
крупные
структурные
формы
(платформенные,
орогенные, рифтовые
области, геосинклинальные системы, зо ­
ны глубинных разлом ов); планетарные
формы (континенты,
океаны,
геоид);
разнообразные формы рельефа (как кос­
венное средство изучения движ ений).
Предмет
и с с л е д о в а н и й — все
формы рельефа земной поверхности, от­
раж аю щ ие особенности
геологической
структуры территории, назы ваем ы е морфоструктурами — формами земной по­
верхности, созданными тектоническими
движ ениями в их взаимодействии с ф ак­
торами денудации и аккумуляции, как
крупные так и мелкие, отраж аю щ ие мел­
кие геологические структуры (купола,
синклинали, мульды, в алы ), испытываю ­
щие новейшие тектонические движ ения.
Содержание
исследований —
комплексно-историко-геологический ана­
лиз (с наиболее ранних этапов); геоло­
гическая
интерпретация геофизических
полей в их взаим освязи с геологически­
ми данными; выявление структурно об­
условленных форм рельефа и истории
их развития; изучение современных тек­
тонических, геоморфологических, сейсмо­
логических, геохимических процессов —
явлений. Сопряженный анализ всех по­
лученных данных для решения постав­
ленных задач.
Содержание
исследований —
изучается весь ход геологического р а з­
вития территории, ее древние и молодые
геологические структуры, связь их с гео­
физическими
полями,
геофизическим
строением, взаимоотнош ения геологиче­
ских структур с элементами рельеф а и
гидрографической сетью, все видимые
тектонические деф ормации поверхности,
различные особенности современных и
древних экзогенных процессов, контро­
лируемых тектоникой.
39
Роль неотектоники в морфоструктурном и структурно-геоморфоло­
гическом анализах. В геоморфологии широко используются термины
м орфотектоника и морфотектогенез. Они требую т уточнений. О тдель­
ные и сследователи (Д . А. Тимофеев) вы деляю т м о р ф о т е к т о н и к у
в особый тип тектонических движений, которые сформ ировали основу,
корни современного рельеф а — его морфоструктуру. В понимании этого
терм ина нет единства (М. В. Пиотровский, Г. И. Худяков, В. В. Юшманов и д р .). П о сод ерж ан ию он бли зок к структурной геоморфологии и
м орф оструктурному анализу. З а рубежом морфотектоника чаще пони­
м ается к а к дисциплина, р ас с м а тр и в а ю щ а я роль геоморфологических
процессов в генезисе тектонических структур, а т а к ж е значение текто­
нических движ ений в процессе морфогенеза и связь геофизического
строения с чертами рел ьеф а поверхности (Р. Ф ей рб р ид ж ). Иногда
м орфотектонику вклю чаю т в разд ел геологии (тектоники) и употреб­
ляю т к а к синоним неотектоники. О д н ако морфотектоника не заменяет
собой неотектонику, хотя обе дисциплины и изучаю т р яд близких воп­
росов.
В советской геоморфологии используются и другие термины, т а ­
кие, к а к т е к т о о р о г е н и я
(В. Г. Б о н д а р ч у к ), близкий по со д е р ж а ­
нию к оротектонике и геоморфотектонике, а т а к ж е термин т е к т о н о морфология
(Г. Н. К а т т е р ф е л ь д ) . Если предметом исследований
неотектоники явл яю тся тектонические структуры и новейшие д в и ж е ­
ния, то целью изучения ее — рельеф земной поверхности. В ряде случаев
ставя тся зад ач и вы явления тектонических движений и структур, од на­
ко они не имею т определяю щ его значения. Все это нередко ведет к
подмене одного термина другим, что неизбежно приводит к путанице и
неверному пониманию и зл агаем ы х материалов.
О стан ови м ся на дискуссионных вопросах морфоструктурного а н а ­
л и з а и изучения новейшей тектоники. Н аи б о л ее отчетливо в 1969 г. они
были сф орм ули рован ы И. П. Г ерасимовы м в статье «Геоморфологиче­
ское в ы р а ж ен и е неотектоники». Д ействительно, общим объектом изу­
чения в морфоструктурном ан ал и зе и неотектонике является рельеф,
косвенно у к а зы в аю щ и й на проявления тектонических движений.
В структурной геоморфологии рельеф со ставляет цель исследования,
и д ан ны е неотектоники и тектонические д ви ж ени я привлекаю тся лишь
к а к средство д л я познания геоморфологии. В неотектонике ж е рельеф
яв л яе тся средством исследования тектонических процессов и новейших
геологических структур, которые отнюдь не идентичны морфоструктурам.
Т аким образом, мы имеем р азн ы е цели и разн ы е средства их д о­
стижения. Вывод И. П. Герасимова о том, что неотектоника ка к бы
растворяется в морфоструктурном методе, который шире по зад ач ам ,—
в р я д ли обоснован. Тектонические д ви ж ен и я в морфоструктурном а н а ­
лизе р ас см а тр и в аю тс я р а к ф актор рельеф ообразования, вы является их
роль в о б разов ан и и современного р ельеф а. О днако морфоструктурный
ан а л и з не ставит своей целью изучение закономерностей проявления
тектонических движ ений, их. сходства и отличий во времени и прост­
ранстве, природы эГИх движений, связи с глубинными геофизическими
процессами, явлен и ям и вулкан и зм а, зем летрясен иям и и т. д. Все эти
специальны е зад ач и неотектоникй значительно шире применяющейся
системы методов морфоструктурного ан ал и за, которые не включают и
не могут в клю чать в себя их разреш ение. О тсю да вы текает вывод, про­
тивополож ны й тому, который д ел ает И. П. Герасимов: общ ие задачи
и п р им ен яем ая методика в современных структурно-геоморфологиче­
40
ских исследованиях и при изучении неотектоники — совершенно разные.
Вот почему нельзя объединять эти зад ач и в единую научную проблему.
В связи с требованиями практики в качестве самостоятельного ме­
тода использовался «структурно-геоморфологический анализ». К о м п ­
лекс этих исследований вклю чает: изучение региональны х особенностей
новейшей тектоники, выявление л окал ьн ы х новейших структурны х форм
в их взаимосвязи с древними структурно-тектоническими элементам и,
прослеживающимися в осадочном чехле или у стан авл и в аем ы м и по по­
верхности фундамента. Авторы этого комплексного метода (К. К. У ш ­
ко, В. Я- Троцюк, И. П. Сырнев, Д . М. И брагимов, В. Г. Р ихтер,
А. А. Чистяков, М. И. Вольперт, Ю. А. Улицкий, А. А. Ш убников,
А. Ф. Якушова и др.) утверж даю т, что структурно-геоморфологические
исследования с практической направленностью- -(поиски м есторождений
нефти, газа и других полезных ископаемы х) имеют свои задачи, мето­
ды и объекты изучения. Такой ан ал и з основывается на принципах ком ­
плексности, историко-генетическом подходе к изучению р ел ьеф а и но­
вейших отложений. Комплексность основана на применении многочис­
ленных взаимодополняю щ их методов исследований при генетическом
и историко-геологическом подходе к ан ал и зу рельефа, новейших о тл о ­
жений и интерпретации всех полученных данных. Ш ироко использу­
ются количественные методы изучения новейших движений. Это д ает
возможность проследить соотношение м е ж д у геоморфологическими и
тектоническими процессами в течение всей новейшей истории ф о р м и ­
рования рельефа.
Авторы
комплексного
структурно-геоморфологического
метода
К- К. Ушко, В. И. Троцю к и др. в 1967 г. выступили с критикой м о р ф о ­
структурного ан ал и за. Они отметили, что последний не в полной мере
позволяет выявить в аж н ы е закономерности в соотношении новейшего
и древнего структурных планов. Из этого ан а л и за соверш енно и скл ю ч а­
ются этапы ф ормирования конседиментационной складчатости, с р а в ­
нительное рассмотрение которых н ар яд у с ан ал и зо м послеседиментационных периодов позволяет п равильно оценить формы у н а сл ед о в ан ­
ности структурных элементов в их развитии. П ри в одятся и другие кри ­
тические зам ечания. Ю. А. М рщ еряков, И. П. Герасимов видят р а з л и ­
чия между этими двум я методами а н а л и за только в сод ерж ан ии стру к­
турно-геоморфологической карты. Одни исследователи (С. К. Горелов,
Е. Н. Былинский, Ю. А. М ещ еряков) считают, что в основу ст рук тур ­
но-геоморфологических кар т д олж н о быть п олож ено и зо б р а ж ен и е р а з ­
новозрастных геоморфологических уровней и их д еф орм аци й , в ы р а ж е н ­
ных с помощью изолиний, подобно тому к а к на структурно-геологических картах изолиниями п о казы в аю т д еф орм аци и определенных м а р ­
кируемых
горизонтов.
Д ругие и сследователи
(А. Ф. Якуш ова,
В. Я- Троцюк, Д . М. И брагимов) полагаю т, что структурно-геоморфологические карты д олж н ы строиться с легендой обычных геом орф оло­
гических (морфогенетических) карт, но с нанесением элементов нео­
тектоники и морфоструктуры.
В защ иту морфоструктурного метода в 1972 г. выступил С. К. Го­
релов, пришедший к выводу, что выделение комплексного структурно­
геоморфологического нап равлен ия в значительной степени искусствен­
но и по существу не вносит ничего нового по сравнению с п р е д л а г а в ­
шимся ранее комплексом м орфоструктурных исследований. Известное
сближение точек зрения наметилось в структурно-геологических и ссле­
дованиях [57]. В итоге п р ед лагается раздельн о строить и структурно­
геоморфологические, и морфоструктурные карты. В озникает вопрос,
41
какое н азв ан и е сохранить за этими методами? Если учесть различное
понимание термина «морфоструктуры», допускаемое и сторонниками
морфоструктурного ан а л и за (Ю. А. М ещ еряков, С. К. Горелов и др.),
то, по-видимому, п равильн ее именовать его «комплексным структурногеоморфологическим анализом ». С равнительное рассмотрение методов,
прим еняю щ ихся в геоморфологии, и их роль применительно к неотек­
тонике были д ан ы Н. И. Н и кол ае вы м [43].
О с т а н а в л и в а я с ь на дискуссионных вопросах в понимании р азл и ч ­
ных используемых в неотектонике и геоморфологии терминов, мы руко­
водствовались ж е л а н и ем установить объем в к л ад ы в а ем ы х в них поня­
тий, уточнение ж е ф о рм ул и ро в ок имеет второстепенное значение. Р я д
исследователей уд ел ял и этой стороне вопроса, по-видимому, излишнее
внимание.
Г л а в а II
ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ Н ОВЕЙШ ЕЙ ГЕОДИНАМ ИКИ
И УСЛОВИЯ П РО Я В ЛЕН И Я ТЕКТОНИЧЕСКИХ Д В И Ж Е Н И И
И ДЕФОРМ АЦИЙ ЛИТОСФЕРЫ
ДИНАМ ИКА ЗЕ М Л И И УСЛОВИЯ П РО Я В Л ЕН И Я
Т ЕК ТО Н И Ч ЕС К И Х П РО Ц ЕС С О В Н О В Е Й Ш ЕГ О ЭТАПА РА ЗВ И Т И Я
Р еш ение многих проблем новейшей тектоники и современной гео­
динамики основывается на д ан ны х геофизики и сведениях об условиях
зарож дения и проявления глубинных процессов в недрах Зем ли, кото­
рые вы являю тся по косвенным п ризн акам , с учетом разв и ваю щ и хся
теоретических представлений. П р и этом одинаково в а ж н о учиты вать
строение, геодинамику, взаим одействие всех вы д ел яю щ и х ся оболочек
Земли и дополнительно и спользовать д ан ны е по астрофизике, геоде­
зии, океанологии и т. д., свидетельствую щ ие об изменении ротац и он ­
ного реж им а планеты, формы геоида, эвстатических к ол еб ан и ях о ке ан и ­
ческого уровня и пр. Только комплексный охват всех сторон слож ны х
природных явлений во всех в заи м о св язях и взаимообусловленности
позволяет понять н аб лю д ае м ы е п роявлен ия новейшей тектоники и со­
временной геодинамики и д а в а т ь им необходимое толкование.
Тектонические д ан ны е о т р а ж а ю т главны м об разом процессы пере­
стройки, свидетельствую щие о наруш ении или восстановлении рав н о­
весия р азн ообразн ы х верти кал ьн ы х и л а т е р а л ь н ы х неоднородностей в
литосфере. И спользуемы е д л я реконструкции этих процессов геоф изи­
ческие и сейсмологические дан ны е интерпретирую тся геологам и неод­
нозначно. Они имеют статический х а р а к т е р и о т р а ж а ю т современное
состояние Земли, условно принимаемое нами з а равновесное. П р и в я з ­
ка ж е геофизических д ан ны х к новейшим структурны м ф о рм ам п озво­
ляет в какой-то мере восстановить д и н ам и к у и н ап равл ен ность измене­
ния геофизического строения отдельны х оболочек, созд ать единую к а р ­
тину развития Зе м л и и происходящ их в ее нед рах геодинамических
процессов. С ледует т а к ж е учиты вать возм ож н ость неоднозначной геолого-петрологической интерпретации геофизических данных. Это з а в и ­
сит от неполноты наших знаний и в значительной мере от п р и н и м ае­
мых геодинамических моделей, что приводит к возм ож н ости разного
понимания геодинамических процессов. В конечном итоге могут быть
созданы модели глубинных процессов, о тр а ж а ю щ и е п роявление т ек то­
нических напряж ений, движ ений и д еф орм аци и в н аб л ю д ае м ы х гео­
логических структурах.
Модель внутреннего строения Земли. В основе п редставлений
о внутреннем строении З е м л и л е ж а т главны м о б р азом сейсмологиче­
ские данны е по изучению времени пробега упругих волн ( v P, v s ) через
толщу Земли, а т а к ж е д ан ны е геофизики, геохимии и петрологии. Р е ­
зультаты исследований синтезированы в модель зонального сферически-симметричного строения Зем ли. О ф орм лени е этих п редставлений
произошло в 30— 50-х годах и связан о с именами крупнейших сейсмо­
логов Г. Д ж е ф ф р и с а , К. Б у л л е н а и Б. Гутенберга. П оследний в
1926 г. ввел понятие астеносферы к а к глобального, опоясы ваю щ его
43
Таблица
1
Расслоение земного ш ара и некоторые физические параметры.
По К. Е. Буллену, С. И. С убботину, Ф. Стейси, Д ж . Ф ерхугену, Г. П. Горшкову и др.
Индекс
Зона Земли
h
А
Зем ная кора
до 70
перемен­
н ая тол­
щина
Г раница
М охо
В
Г раница
Г олицына
В ерхняя
мантия
410
Vp
VS
Р
Р
Т
104
700
7,8
9,0
4,4
5,0
3,33
3,77
1 4 -104
2500
П ереходная
зона
1000
9,0
11,4
5,0
6,4
3,79
4,54
3 9 - 104
3500
D
Г раница
Г утенберга
Н иж няя
мантия
2900
11,4
13,6
6,4
7,3
4,60
5,53
1 3 7 -104
4000
Е
Внешнее
ядро
8,1
10,4
—
4980
9,92
12,12
317 -104
3000
П ереходная
зона
5120
10,4
9,5
—
12,13
12,19
327-104
2700
Внутреннее
ядро
6370
11,2
11,3
—
12,20
12,46
364-104
2900
С
F
G
h — глубина, км; v p — скорость продольных волн, км/с;
км/с; р — плотность, г/см 3; Р — давлен ие, Па; Т — температура, °С.
— скорость
поперечных
волн,
всю З е м л ю слоя с пониженными значениями сейсмических скоростей
и вязкости на глубинах 100— 200 км. Эти представления широко вошли
во все геотектонические построения и стали использоваться для об ъ яс­
нения р азли чн ы х геодинамических процессов. Вновь полученные данные
за с т а в л я ю т вносить значительны е коррективы в эти представления.
В 40— 50-х годах К. Е. Б уллен ом бы ла предлож ена модель р а зд е ­
ления недр З е м л и на зоны, основанная на гипотезе о соотношении
с ж а ти я и давления. М одели стал а широко использоваться, хотя в ней
имеются неясности, например, в реальности положения границ между
различны ми слоями, к а к у к а зы в ае т Д ж . Д ж е к о б е [17]. Несмотря на то
что по этой модели (впоследствии усоверш енствованной Д ж еф ф ри сом )
были вы сказаны критические зам еч ан ия [11, с. 304], она остается ос­
новной, к которой п р о д о л ж а ю т о б р ащ а ть с я геофизики и геологи, изу­
ч аю щ ие дви ж ущ ие силы геодинамических процессов. Модель Д ж е ф ф ­
р и с а — Б у л л ен а описывает -картину равновесного распределения веще­
ства и его свойства внутри Зем ли (табл. 1). Она отр аж ает основной
р езу л ьтат сейсмологии- за 50 лет, вы разивш ийся в построении скорост­
ной и плотностной м о д е л и -д л я осредненной сферически-симметричной
Земли. Именно на б азе этой модели были сформ улированы такие фун­
д ам е н та л ь н ы е понятия геологии, ка к зем ная кора, верхняя мантия,
н и ж н я я мантия, ядро Земли. К таким ж е понятиям относится и пред­
ставление о тектоносфере. П од ней обычно понимается слой астено44
•сферы и п ерек р ы ваю щ ая его литосф ера, вклю чаю щ и е земную кору и
часть верхней мантии.
На р убеж е 30—40-х годов зароди лись представления о сущ ество­
вании в верхней мантии горизонтальны х неоднородностей. Т ак ие в з г л я ­
ды были вы сказаны Е. Ф. С авар ен ск им в С С С Р и Д ж . М акелвейном
в США. С увеличением точности исследований и накоплением эксп е­
риментальных данных в последние годы- установлены несомненные л а ­
теральные вариации в строении Земли, проникаю щ ие до самого ядра.
Н аибольш ие расхож дения в вопросах строения верхней мантии, н а ­
пример, наблю даю тся до глубин 400 км. Именно горизонтальны е неод­
нородности создаю т ф актор неуравновешенности в распределении гл у ­
бинного вещества и поро ж д аю т мобильные компоненты внутреннего
строения. Все это требует построения региональны х м о д е л е й ,' которые
смогли бы служ ить основой д л я количественного описания механизм а
и энергетики тектонических процессов.
В связи с этим понятие тектоносферы -следует р асп ро стр ан ять и
на нижнюю мантию до границы с ядром, которое играет в аж н у ю роль
во многих геотектонических явлениях и процессах. К близким выводам
в 1972 г. приходит А. В. Пейве с коллективом сотрудников. Он у к а з ы ­
вает, что геотектоника ка к сам осто ятел ьн ая отрасл ь зн ан ия о З е м л е
изменила свое общ ее содерж ание. О на п ереш ла в новое состояние, п оз­
воляющее рассм атривать ее в качестве науки не только о структуре и
тектонических дви ж ени ях Зем л и, но и последовательности ф о р м и р о в а ­
ния во времени и пространстве различны х оболочек земной коры путем
структурообразования. Ещ е определеннее вы с казы в аетс я Ю. А. К осы ­
гин [23], считающий, что объектом тектоники яв л яе тся вся З е м л я ,
поэтому к тектоносфере нужно относить всю Землю .
По изменению скоростей сейсмических волн у ста н а вл и в аю тся две
основных поверхности р азд ел а . В 1914 г. одну из них на глубине
2900 км выявил немецкий геофизик Б. Гутенберг; другую в 1909 г. на
глубине 54 км — ю гославский сейсмолог А. Мохоровичич. П о следую ­
щими исследователями было установлено, что эта граница (граница
Мохоровичича, М, или Мохо) распростран ен а повсеместно и находится
в среднем на глубине 35—40 км на континентах и 5— 15 км под дном
океанов. Ее принимаю т за границу м е ж д у земной корой и мантией.
Граница р азд ел а на глубине 2900 км в ы я вл я ет подош ву промеж уточной
оболочки — мантии и отделяет последнюю от я д р а Земли.
Приведенные в таб л . 1 данны е по некоторым физическим п а р а м е т ­
рам следует р ассм атривать к а к крайне приближенны е. С ущ ествует не­
сколько моделей, по которым приводимые цифры для в ы деляю щ ихся
зон Земли очень различны. В работе Н. Л. Д о б р е ц о в а [18] сд ел ан а по­
пытка сопоставить их.
Строение земной коры и геологические структуры континентов и
океанов. Изучение глубинного строения р а зн о о б р азн ы х геоструктур кон ­
тинентов и океанов п о казал о тесную корреляционную связь м е ж д у
основными парам етр ам и коры (ее толщиной, средним скоростным со­
ставом в коре на границе М) и типом геологической структуры на кон­
тинентах и морфоструктурными элем ен там и океанического дна. О б ы ч ­
но они варьируют в широких пределах, что создает некоторые тр у д н о ­
сти при выделении определенного типа коры. Это привело к тому, что
разные исследователи вы деляю т разное количество их типов, р а з л и ­
чающихся по мощности, другим п ар а м е т р а м и прин ад леж н ост и к оп­
ределенной геоструктурной единице, учиты вая тем самы м и в ы р а ж е н ­
45
ность их в современном рельефе. К аж д ы й тип о т р а ж а е т пути развития
и условия, в которых ф орм и ро вал и сь отдельны е участки земной коры.
Так, например, некоторые авторы вы деляю т четыре типа: конти­
нентальный, океанический и два переходных — субконтинентальный и
субокеанический (И. П. К о см и н ск а я), другие пять типов коры, свойст­
венных океанам , геосинклиналям, древним и молодым платф ормам,
эпиплатф орм енны м
орогеническим
поясам
(Е.
Е. М илановский,
В. Е. Х ай н ). Ч а щ е всего вы д ел яется восемь типов коры — три конти­
н ен тальны х и пять океанических (П. Н. Кропоткин, Г. 3. Гурарий,
И. А. С о л о вь ев а). Все эти типы принято сводить к двум обобщенным
сейсмическим м оделям континентального и океанического типа. Они
о т р а ж а ю т представлен и е о ее блоково-слоистом строении, распростра­
няю щ ем ся и на верхнюю мантию. Зем ную кору п редставляю т слоистой
средой с примерно горизонтальны м и границами м еж д у отдельными
слоями, р азл и ча ю щ и м и ся плотностью пород и скоростью распростране­
ния в них сейсмических колебаний.
Д л я континентальной коры сущ ествуют граница поверхности кон­
солидированного ф у н дам ен та (со скоростью около 5,8— 6,2 км/с) под
толщ ей слабо измененных горных пород (Ф ), граница К онрада (К)
(со скоростью 6,4— 7,2 км/с) м е ж д у породами, условно относимыми
по физическим свойствам к «гранитному» и «базальтовом у» слоям зем ­
ной коры, и наиболее в ы д е р ж а н н а я граница М (со скоростями от 7,9
до 8,2 к м /с), о тд ел я ю щ а я кору от верхней мантии. Границы Ф и К
п р о сл еж и в аю тся д а л е к о не повсеместно.
Т р адиционны е понятия «гранитный» и «базальтовы й» слои посте­
пенно утрач и ваю т смысл и зам ен яю тся терм инам и верхний, средний и
ниж ний скоростные э т а ж и коры (по Н. И. П авленковой и др.). В пет­
рологических моделях этим слоям обычно д аю т н азван ия гранито-гнейсовый, г р ан ул и то -базал ь то вы й и др. В связи с большой расслоенностью
континентальной коры (выделен р я д границ со скоростями около 5,8—
6,2; 6,3— 6,5; 6,8—7,2; 7,4— 7,7 км/с) граница К теряет свою опреде­
ленность и ее выделение д л я ряд а районов носит условный характер.
Н а л и ч и е большого количества слоев о т р а ж а е т сильную изменчивость
ком плексов горных пород к а к по горизонтали, т а к и по глубине.
В.
В. Б ел о усов и Н. И. П а в л е н к о в а д л я к ар тирован и я глубинн
строения земной коры и верхней мантии сд елали попытку выделить
типы коры по некоторым структурным п а р ам етр ам [7]. Учитывая, что
р я д особенностей глубинного строения и глубинных процессов нахо­
дится в корреляционны х отношениях м е ж д у собой (обратная корре­
л яц и я м е ж д у толщ иной коры и величиной теплового потока, грави м ет­
рическим полем или п р я м а я — м е ж д у толщ иной коры и сейсмическими
скоростями в кровле мантии, современными вертикальными д ви ж е н и я­
ми и т. п.), было использовано ограниченное количество параметров:
толщ ина коры, толццгна.осадочного чехла и средняя сейсмическая ско­
рость в консолидированной части коры. Бы ли выделены шесть основ­
ных типов коры (рис. 6) с. п одразделен ием их на 19 подтипов, которые,
по мнению В. В. Б е л о у с о в а и Н. И. П авленковой, о т р аж аю т р азл и ч ­
ную эндогенную историю и помогаю т выявить причинно-следственные
взаимоотнош ения
' м е ж д у геодинамическими процессами в коре
(табл. 2). М ож н о дум ать; что п р е д л а г а е м а я класси ф и кац и я буде 1
иметь значение и д л я неотектонического ан али за.
В последние годы в п ределах континентальной земной коры выде­
л яю т низкоскоростны е к а н а л ы — волноводы как в «гранитном» слое на
глубинах 8— 15 км (к ним приурочены очаги большинства мелких зем46
Рис. 6. Сейсмические модели
главных типов земной
Н. И . П авленковой
кары . П о В. В. Белоусову
и
1 — кривая изменения скоростей продольных волн с глубиной; 2—5 — основные слои зем ной коры
и величины характерных пластовых скоростей для них: 2 — осадочны й слой (< 5 ,8 км /с), 3 — верх­
ний слой консолидированной коры (5,8—6,4 к м /с), 4 — промеж уточный (6,5—6,7 к м /с), 5 — нижний
(6,8—7,4 к м /с). I—VI — типы земной коры: континентальная: I — толстая, II — нормальная, III —
тонкая; переходная: IV — микроконтиненты, V — глубокие прогибы; V I — океаническая; Ко — по­
верхность ф ундам ента, Ki и Кг — границы в консолидированной коре; М — граница Мохоровичича
летрясений), т а к и в ниж них частях «б азальтового» слоя на глубинах
20— 40 км. К а к правило, так и е слои отмечаю тся не везде и н аи более
четко вы являю тся в рйИОИ
тектонически активны х районах. Они име­
ют важ н ое значение д л я понимания геодинамических процессов. В ряде
случаев граница М п ред став л яет собой не плоскость р а зд е л а двух
сред, а зону перехода земной коры к верхней мантии. В скоростном
разделе это в ы р а ж а е т с я в н арастан ии скорости продольны х и попереч­
ных волн, которое возможно, п реры вается слоями с пониженны ми ско­
ростями. По данны м модели, предлож енной в 1972 г. Р. Мейснером,
градиентная среда мощностью несколько километров состоит из п ере­
слаивания линзовидных и пласти н чаты х слоев, часть которых н ах од и т­
ся в расплавленном состоянии.
По геологическим и геофизическим данны м, вся зем н а я кора р а с ­
секается системой глубинных разломов, которые легко о б н а р у ж и в а ­
ются по гравитационным и (или) магнитным ан о м а л и ям (зонам их
больших г р ад и ен то в ). Они р азд ел я ю т отдельны е блоки, в которых со­
храняется определенный х ар а к т ер расслоен ия коры. Блоково-слоистое
строение земной коры и верхней мантии п ро сл еж и в ает ся в п р ед ел ах
как континентальной, т а к и океанической коры и я в л я е т с я очень в а ж ­
ным элементом структурной формы вещ ества внешней оболочки З е м ­
ли, что находит свое отр аж ен и е в неотектонике.
В обобщенной сейсмической модели коры океанического типа в
1963 г. Р. У. Р ай то м было предлож ено в ы делять три слоя. Верхний
слой состоит из неконсолидированных осадков. Н а и б о л ее древними
вскрытыми бурением породами, входящ ими в этот слой, я в л яю тс я от­
ложения верхов юры. Мощность слоя обычно меньше ки лом етра (в
среднем 0,3— 0,4 км ), однако она очень н еравн ом ерн а и значительно
увеличивается в переходных об ла стя х океанов к континентам (о к р аи н ­
ные и внутренние м о р я ) . Скорость распростран ен ия продольны х сей­
смических волн колеблется в достаточно ш ироких п р ед ел ах (до
5,1 км/с), в среднем имея значения 1,7— 2,5 км/с.
Второй слой имеет повсеместное распространение и х а р а к т е р и зу ­
ется скоростями сейсмических волн в среднем 4,5— 5,5 км /с и м о щ но­
стью около 4— 5 км. О д н ако и скорости распростран ен ия сейсмических
47
Таблица
2
Типы сейсмических моделей в земной коре.
По В. В. Б елоусову и Н. И. Павленковой
Основные параметры моделей
Тип коры
Мощность
коры И.., КМ
м
I
толстая
ной коре, км/с
6 км/с, км
Мощность
осадков со
скоростью
< 6 км/с, Км
скорость Мощность слоя
Время*, /п^ , с Средняя
в консолидирован­ h со скоростью
Время*
»я
к
IV
микроконти­
ненты
V
о
глубокие
X
CD
а, прогибы
8— 12
6 ,2 —6 ,7
15 (30)
0—5
0 -2
Альпы, К авказ,
П амир,
Урал, Скалистые горы
35—50.,
7—8
6 ,4 -6 ,6
10
0—4
0— 1
Скифская
плита, Западно-С ибирская,
Восточно-Европейская, Сибирская, Северо-Америкапская
платформы;
блоки
Балтийского, Канадского щитов
25—35
6—7
6,1 —6 ,3
15
0—3
0— 1
Французский массив, герциниды З а п а д ­
ной Европы, Чешский массив
15—30
5—7
6 ,4
10
0—2
0— 1
Ш отландия,
Камчатка,
Ш етландские
острова, плато Роккол, Фареро-Исландский порог, хр. Броккен
15—40
5— 13
6 ,3 — 6,8
0—5 (3— 10)
5—20
2— 8
Западно-С ибирская плита, Чу-Сарысуйская, Прикаспийская, Д непровско-Д о­
нецкая, Вилюйская впадины, Рейнский
грабен, впадины Черного, Средиземного
морей, Ф ерганская, Ю жно-Каспийская,
Венгерская впадины, Тунгусская синеклиза, Донбасс
1—2
6 ,6 —7 ,0
0
0—2
0— 1
Срединные хребты, абиссальные впади­
ны Атлантики, Тихого океана, океаниче­
ские поднятия
6 ,7
О кеан и ­
ческий
с
VI
Примеры типов и подтипов
45—70
2
X
►
Q
G3
■ 11 '■
н * нормальная
я
ф
х
К
н
X
о
и:
III '
.тонкая
t, с
4— 15
41 Параметры, характеризую щ ие мощность всей коры и осадочного чехла.
Тянь-Ш ань,
10
г
ю
10*
I
д ‘
г
104 ю'
— TQ Г
-500
ш
I-1000
Рис. 7. Обобщенные сейсмические модели континентального (А) и океанического (Б}
типов коры. По И. П. Косминской
а, в — скоростные кривые (СНС — слой низких скоростей, Ко — поверхность
консолидированной
коры, М — граница М, Мь Мг — границы в мантии); б — геологический разрез для д вух сопри­
касаю щ ихся блоков; г — график добротности (Q ); д — график прозрачности {Q g )
волн, и мощности слоя достаточно изменчивы. П етрограф и чески й состав
слоя представлен главным образом толеитовыми б азал ь там и или по­
душечными лавам и . Н о он не м ож ет считаться установленны м с д о с т а ­
точной точностью. П редполагаю т, что эти породы, которые могут быть
долеритами и метадолеритами, пер еслаиваю тся с уплотненными о са­
дочными породами. М ощность этого слоя, по данным В. А. П а н а е в а ,
возрастает на вулканических островах, подводных плато и хребтах и
сокращается в глубоководных котловинах.
Третий слой, собственно океанический, имеет скорость р ас п р о с тр а­
нения продольных сейсмических волн 6,7— 6,9 км/с. К а к п о л а гаю т
П. Фокс и др., он отвечает по составу пород габбро, а местами, в о з­
можно, и пироксенитам, которые иногда об н а р у ж и ва ю тся на дне о к е а ­
на. Третий слой мощностью п орядка 5 км, несколько утоняется вдоль
осей срединно-океанических хребтов и утол щ ается под вулканическими
архипелагами.
Обобщенные сейсмические модели блоково-слоистого строения ко­
ры континентального
(Л) и океанического (Б) типов п оказаны на
рис. 7. Н а колонках а, в отраж ен ы д ва типа блоков: а — с постепенным
поэтажным возрастанием скорости с глубиной; в — с зоной пониженных
скоростей в верхах коры. Граница м е ж д у скоростными э т а ж а м и по­
казана в виде пилообразной скоростной кривой, схематически п ред­
ставляющей микронеоднородности внутри блоков. Г рафики г (А, Б)
4
З а к . 309
49
о т р а ж а ю т «добротность» или степень упругости Q; графики д (А, Б) —
«прозрачность» или степень микрооднородности Q g. Из их сравнения
видно, что кора океан а более «добротная» и менее «мутная» (т. е. бо­
лее о д н о р о д н ая ), чем к ора материков. М антия континентов и океанов
более «добротная» и более « п розрачная», чем кора.
П ер еход от коры континентального типа к коре океанического ти­
па соверш ается местами быстро и резко в пред ел ах континентального
склона, местами растяги ваясь, за м е щ а я с ь корой субконтинентального
(с мощ ным осадочным слоем на «гранитно-базальтовом» субстрате)
и корой субокеанического (с мощным осадочным слоем на « б азал ь то ­
вом» субстрате) типов.
В р езу л ь тате сейсмических исследований выявлено, что граница М
в одних м естах р езк ая, в других она менее в ы разительная, ка к бы
« разм ы та я». Эти р азл и чи я об ъясняю тся тем, что граница М часто не
я в л яе тся простой плоскостью р а зд е л а двух сред, а п редставляет зону
перехода от земной коры к верхней мантии, где м еж д у ними нет чет­
кой границы. Ч а щ е всего зоны перехода об н а ру ж и ва ю тся в тектониче­
ски активных районах. К. Л . К ук предполагает, что так и е зоны пред­
с та вл я ю т собой смесь коры и мантии (со скоростями 7,6— 7,8 к м /с ) , по
п лощ ад и они составл яю т 10 % земной поверхности и имеют часто боль­
шую мощность. З а тр у д н ен и е п ред став л яет отнесение аномальны х зон
к земной коре или верхней мантии. Во многих случаях решение этого
вопроса неопределенно и субъективно [64].
Н а и б о л ее м о щ н а я зе м н а я кора о б н а р у ж ен а под молодыми горны­
ми сооруж ениям и (Анды 70— 74 км; Альпы 65 км; У рал 40—45 к м ) ;
в п р ед ел ах п латф орм мощность коры достигает 35— 40 км. С качкооб­
р азн о е в о зр аст а н и е скорости продольны х волн (иР) на границе М обус­
ловлено или изменением химического состава вещества, связанным,
н априм ер, переходом от пород габброидного состава к перидотитам
верхней мантии, или (и ), при тем пературн ы х изменениях, фазовыми
п р евращ ени ям и одного и того ж е вещ ества (от габбро к эклогитам) в
более плотную м одификацию . Эти процессы соп ровож даю тся изменени­
ями плотности и увеличением об ъем а вещ ества, в ы зы в ая тектонические
дви ж ени я.
Б ы л о в ы сказано п редполож ение
(Е. В. Карус, О. Л. Кузнецов,
П. Н. Н и к о л ае в и д р .), что сейсмологические р азд ел ы в коре не св я­
зан ы с изменением вещественного состава горных пород, а имеют ди­
намическую природу. Они п о яв л яю тся вследствие активных факторов,
изменяю щ их силовое поле н ал р яж е н и й , вы зы ваю щ ее различную ори­
ентировку главны х н орм альны х н ап ряж ени й и определяю щ ее р азл и ч ­
ные м еханизм ы новейших деф орм аци й земной коры.
Строение мантии, геологические структуры и модели геодинамиче­
ских процессов. В схеме * К .Е . Б у л л е н а ниж е границы М располагается
п р ом еж уточн ая оболочка — мантия, об ъ ед и н я ю щ ая зоны «В», «С» и
«D» (см. табл. 1). Г лубина р а з д е л а ядро — мантия по последним д а н ­
ным равн а 2885 к м .- В референтной (стандартной) модели «средней»
Зе м л и физические свойства вещ ества м еняю тся только с глубиной.
Т а к а я модель в ы я вл я ет скачки скорости в мантии на глубинах 220,
420, 670, около 900, 1300, 1700, 2000, 2500 км и слои пониженной ско­
рости поперечных волн в пред ел ах верхней мантии. П ри этом твердо
установлено отличие скоростного строения верхней мантии под о к е а н а ­
ми и континентами. «Корни» крупнейших тектонических структур мо­
гут уходить гл у б ж е 400 км.
50
Отмечены горизонтальны е неоднородности: наиболее изучены они в
верхней мантии до глубин 200— 250 км, где скорости продольны х волн
изменяются от 7,5— 8 до 8,8— 9 км/с и больше, и о б н а р у ж и в а ю т отчет­
ливую связь с особенностями строения геологических структур земной
коры. В меньшей мере скоростные неоднородности в ы явлены в нижней
мантии (порядка сотен к м ), где они, возм ож но, связан ы с вар и ац и я м и
химического состава глубинного вещ ества и “ его ф азо вы м и п р ев р ащ е­
ниями.
''
Н аличие ф азовы х границ созд ает больш ие трудности в объяснении
предполагаемой тепловой конвекции и ограничения неоднородностей
определенными и нтервалам и глубин. П ри зн ан ие, ж е химической неод­
нородности мантии по глубине ведет к отрицанию возмож ности кон век­
тивных явлений. В р яд е случаев отм ечается ..уверенная ко рреляц ия
горизонтальных неоднородностей в нижней мантии с неоднородностями
в более высоких горизонтах. Н апр и м ер , т а к и е структуры, к а к К у р и л ь ­
ская, А леутская и другие островные дуги, имеют свое п родолж ени е в
нижней мантии, которая х ара ктер и зу етс я под этими рай о н ам и пони­
женными скоростями на глубине более 1000 км. Р ай о н ан ом альн о в ы ­
сокой скорости в нижней мантии выделен под К ар и бски м морем на
глубинах 600— 1400 км. В этом ж е районе гл у б ж е 2825 км (слой «D»)
наблюдаются пониженные зн ачен ия скоростей.
Взгляды на строение и состав мантии разноречивы . П р оте каю щ и е
в ней процессы обусловлены неоднородностями ее строения не только
в вертикальном, но и л ате р ал ьн о м нап равл ен иях. Н а и б о л ее мобильной
областью является верхняя мантия, ее в ерх н яя часть (слой « В ), на ко­
торую р аспространяется представлен и е о слоисто-блоковом строении.
П озднее было установлено, что стабильны й мощный слой астено­
сферы, располож енны й в д и ап азо н е глубин прим ерно 50— 300 км под
океанами и 100— 200 км под м атери кам и , имеет более сл ож н о е строе­
ние верхней мантии до глубин 200— 250 км.
Н адеж н ы м диагностическим п ризн ак ом астеносферы Ю. А. К осы ­
гин и И. А. Соловьева считаю т волноводы. В р азн ы х р ай он ах они име­
ют различную мощность (от 2 до 30 к м ), р ас п о л ага ю тся на разн ы х
глубинах (от 6 до 31 км) и хар а к тер и зу ю тся довольно ш ироким д и а ­
пазоном скоростей. Основной мощ ны й волновод р ас п о л аг а ется в вер х ­
ней мантии на глубине 70— 200 км и выделен к а к зона зату х а н и я
волн. Мантийные волноводы р аспределены неодинаково, к а к и коровые.
Широко распространенны е п редставлен и я о сущ ествовании в верхней
мантии мощного однородного и единого в объем е всего земного ш ара
волновода, по мнению И. А. Соловьевой и Ю. А. Косыгина, предельно
упрощены. В различны х рай он ах земного ш а р а их мощность, глуби н а
залегания и скоростные х арактер и сти ки неодинаковы.
Если астеносферу определять к а к реологический объект, п ро стр ан ­
ственно совпадаю щ ий со слоем пониженны х скоростей (к котором у на
основании реологических расчетов гипотетически могут д о б а вл я тьс я в
отдельных районах п рилегаю щ ие участки земного п ро ст р ан ств а), то
распространение астеносферы локально.
Астеносфера — в а ж н е й ш а я составная часть верхней мантии, кото­
рой отводится б ольш ая роль в общих геологических, петрологических
и неотектонических построениях. Астеносферу мож но вы д елять по глу­
бине распределения диффузионной вязкости. В таком сл уч ае в ы д еляется
слой низкой вязкости на глубинах 100—-200 км. Н о «в язкостн ая асте­
носфера», в ы д ел яем ая путем расчетов, не м ож ет сл у ж и т ь основанием
для геотектонических построений и более прием лем о представлен и е о
4*
51
несплошной «скоростной» астеносфере. В ыявлено такж е, что верхняя
граница астеносферы, р ас п о л ага ясь на разны х глубинах, с течением
времени мож ет меняться. Р егу л ятор ом ее мощности выступают про­
цессы в ниж ней мантии, связан ны е с выделением я д р а [18, 23].
Астеносфера не столько (и не только) слой пониженных скоростей
сейсмических волн, сколько слой (или слои) с зам етным затуханием
волн (особенно поперечных) высокой электропроводности
(которая
растет с ростом д а в л е н и я ), низкой сейсмической прозрачностью или
«добротностью», с другими ан ом альн ы м и свойствами, возможной ми­
грацией вещ ества к а к в горизонтальном направлении, т а к и по зонам
разлом ов. Т ак ие свойства согласую тся с представлением о частичном
п лавлении этого слоя. Астеносферу определяю т к а к сплошной инте­
гральны й слой пониженной «добротности» и вязкости (В. Н. Ж а р к о в )
или ка к слой «возбуж денной мантии» (Р. М. Д е м е н и ц к а я ). Наличие
астеносферны х зон со п р ов ож д ается уплотнением, разуплотнением, из­
менением об ъем а вещества.
С од е рж ан и е р ас п л ав а в астеносфере разн ы е авторы оценивают поразному: одни говорят ,о 5— 25 % от об ъем а исходного вещества, в
среднем 15 % (В. В. Б ел о у с о в); другие сн и ж аю т эту цифру до 1— 10 %,
в среднем 1— 5 % - П ри этом у казы в ается, что р ас п л ав близок к насы ­
щению летучими д а ж е при малом содерж ании флюидов в исходной
мантии. Такой р а с п л а в будет к р и сталл и зо в аться при значительно бо­
лее низких тем перату рах , чем «сухой» расплав. Возникновению линз
частичного п лав лен и я в верхней мантии благоприятствует наличие ф а ­
зовых переходов со скачком плотностей [18]. При достижении опреде­
ленной концентрации р а с п л а в а в астеносфере (или в какой-то его ча­
сти) этот слой становится легче перекры ваю щ ей его твердой и отно­
сительно ж есткой литосферы (по С. А. Ушакову, О. Г. С орохтину). Т а ­
к а я система становится гравитационно неустойчивой и в ней н еи збеж ­
но возникаю т «возмущения», « ак ти в и зац и я вещ ества» (В. А. Магницц ий ), со п ро в ож д аю щ и еся всплыванием диапиров (астенолитов, по
В. В. Б ел оу сову ), либо дренирование р асп л ав ов по ослабленным зонам
(рис. 8).
Д а н н ы е сейсмологии и гравиметрии свидетельствуют о расслоенности верхней мантии по вертикали. В разны х р айонах земного ш ара
ниж нее ограничение плоскостных неоднородностей тяготеет к таким
уровням мантии, где н аб лю д аю тся определенные изменения упругих
свойств среды. М ощ ны е волноводы хорошо в ы р а ж ен ы в верхней м а н ­
тии под молодыми областям и горообразован ия, в рифтовых зонах м а ­
териков и океанов, в предела-х которых (срединно-океанические хреб­
ты) мощность достигает 200— 300 км, в районах эпиплатформенной а к ­
тивизации, в тектонически .активных о б ла стя х перехода от континента
к океан у (окраинны е м о р я /о с т р о в н ы е дуги).
По гравиметрическим данны м, например, под Японией в КурилоК ам ч атском регионе п ред полагаю тся четыре довольно узких астено­
сферны х к а н а л а д л я продольны х волн на глубинах 60— 90, 110— 160,
220— 300, 370— 430 км ( В . .3, Т ар а к ан о в , Н. В. Л ев ы й ). В то ж е время
в других о б ла стя х вы д ел яю тся границы на глубинах 55— 60, 70— 85,
100— 120, 180— 220 к м ‘(В. В. Федынский, Ю. Я. В ащ и л о в ), к которым
тяготею т корневые системы разломов. Наконец, в ряде областей астеносферные слои совсем н е выделяю тся. В пред ел ах древних п латф ор­
менных областей верхн яя -мантия х ар актери зу ется высокими значе­
ниями скоростей и астеносферны е слои здесь совсем отсутствуют, либо
имеют небольшую мощность и очень глубокое залегание. П од молоды52
1000
500
км
о. Х он сю
500
1000
1500
км
2 VZZk*
N\ /
/ _ч
Рис. 8. Геофизические разрезы активных зон Земли с предполагаемой астеносферой.
По Н. Л . Д обрецову
а — Срединно-Атлантический хребет; б — Я понское море, д у га , ж елоб; в — полиастеносф ерная м о­
дель Курильской дуги . 1 — MZ и KZ осадки и вулканиты: 2 — второй и третий слои океанической
коры, нижняя часть коры переходного типа; 3 — континентальная кора; 4, 5 — верхняя мантия:
нормальная (4) и аномальная (5); 6 — линзы скоплений легкого м атериала (расплавы ) с разным
его содерж ан и ем {а, б ); 7 — ф окальная зона
ми платф орм ам и верхняя мантия зан и м ае т промеж уточное полож ение
между тектонически активными об ластям и и древними п л атф ор м ам и .
Линейные разм еры горизонтальны х неоднородностей, выделенных
сейсмическими методами, варьирую т от единиц чи десятков примерно
до тысячи километров. Они об н а р у ж и ва ю т отчетливую связь с особен­
ностями строения геологических структур земной коры, что о т р а ж а е т с я
в схематических моделях по м а т ер и ал ам глубинных сейсмических ис­
следований. Число таких слоев в разны х регионах и б локах н еодин ако­
во, но распространены они почти повсеместно. Д р е н а ж р ас п л ав а в а с ­
теносфере разл о м ам и мож ет приводить к об разован ию участков безастеносферной мантии. В ы с казы в аетс я предположение, что часть гори­
зонтальных границ р а з д е л а в земной коре и верхней мантии ныне лиш ь
фиксирует полож ение сущ ествовавш их
ранее
астеносферны х зон
(Ю. Я. В ащ и л ов).
Перечисленные выше особенности возбуж денн ой мантии о т р а ж а ­
ются на динамике земной коры и верхней мантии. Это с к азы в а ется в
проявлении разн ообразн ы х в заи м осв язан н ы х тектонических движений,
явлениях
м агм ати зм а, в ул кан и зм а, м етам ор ф и зм а, сейсмичности,
складчатости, в образовании тектонического рельеф а на поверхности
литосферы и в других геодинамических процессах.
53
В частности, со зд а ю щ а я с я инверсия плотностей в системе астено­
с ф е р а — л и тосф ера озн ач ает механическую нестабильность и объясняет
в какой-то мере механизм тектонических движений. Устойчивое равно­
весие осущ ествляется путем п одъем а разогретого м атери ал а, вследст­
вие чего возникаю т тектонические возмущения. П ри этом существует
т ак о е критическое значение ж есткости литосферного слоя (статический
модуль сд в и г а ), что тектонические д ви ж е н и я литосферы не превы ш а­
ют критического уровня. Последний, по модельны м расчетам, о к а зы в а ­
ется не меньш е 6Я (Н — тол щ и н а литосф еры ). П ри уменьшении э ф ­
фективной жесткости литосферного слоя критический разм ер тектони­
ческих возмущений значительно ум еньш ается
(может составлять
< Я ) , чему способствует блоковое строение земной коры и литосферы
в целом.
Е сли тектоническое возмущ ение начинается в виде обширных (по­
р я д к а 4— 6 тыс. км) поднятий с п р еобладан ием растягиваю щ их н а­
пряж ений, то это приведет к резком у снижению эффективной ж естко ­
сти, т а к ка к прочность земной коры на р азры в достаточно м ала.
В центре обш ирны х н ач ал ьн ы х поднятий будут образовы ваться про­
т я ж ен н ы е (по сравнению с толщ иной литосферы ) опускания. Р а з в и ­
в аю щ и еся при этом процессы деф ор м аци и в итоге, к а к у ка зы в ае т
В. А. Д убровский , могут резко (в 3— 5 раз) снизить эффективную
жесткость, что приведет у ж е к менее обширным интенсивным д в и ж е ­
ниям. П р и механически устойчивом состоянии системы астеносфера—
л и тосф ера при отводе тепла из астеносферы последняя оказы вается
или менее мощной или практически исчезает, однако термодинамиче­
ски система о к а зы в а е т с я неравновесной. П ри ток тепла из н и ж е л е ж а ­
щих слоев и п рогреван ие п риводят эту систему снова в терм одинамиче­
ски равновесное, но механически неустойчивое состояние.
Т аким образом , в р ассм атриваем ой системе глубинное тепло пре­
в р а щ а е т с я в тектонические д ви ж ени я, о п ред еляя две возможны е д и н а­
мические системы тектонических процессов. Скоростные неоднородно­
сти в мантии в основном обусловлены изменениями термодинамиче­
ских условий и возникаю щ им и вследствие этого ф азовы ми превращ е­
ниями. В ы сказы в аю тся предполож ения, что общей причиной их мож ет
быть изменение теплового р еж и м а, которое н ару ш ает равновесие в
м а т е р и а л е коры и более глубоких оболочек Земли. Только в эпохи
м а кси м альн ого прогрева (м акси м альн ого р азви тия астеносферы) до­
пускаю т непрерывный (или ячеисто-непрерывный) астеносферный слой.
П роцесс периодического- п лав лен и я в мантии З ем л и иллюстрирует
рис. 9, на котором отраж ена- идея конвективного самовсплы вания, или
зонной плавки. За ш тр и х о ва н н ы е фигуры п о казы в аю т частично р ас­
п лавленн ы е слои в- мантии.
С ред н я я
продолжительность цикла
170 млн. лет при эффективной
теплопроводности р ас п л ав л ен ­
В р е м я Mjxpjf.лет
ного слоя, в 10 раз большей
теплопроводности твердого ве­
щ ества в мантии.
Н а основании ком плекс­
ной интерпретации грави тац и ­
онных аномалий с учетом со­
временных
сейсмологических
данны х р я д
исследователей
(Ю. А. Т ара кан о в , Т. Н. ЧеРис. 9. Периодичность плавления в мантии
Земли. По А. Н. Тихонову и др.
ревко, J1. П. Винник и др.)
54
приходят к выводу о возможности вы деления путем расчетов в п ред е­
л а х мантии ряд а геосфер, соответствующ их глубинам 30— 670, 670—
1800 и 1800—2900 км. Н аи б о л ее реальной причиной плотностных в а р и а ­
ций считается тем п ерату рн ая природа неоднородностей на границе ф а ­
зовых переходов (Ю. А. Т а р а к а н о в ). Считают, что ак ти в и зац и я в ещ ест­
ва отр аж ает р езультаты дифф еренциации масс земны х недр по п лотно­
сти и теплопереноса, направленного из .недр' З ем л и в космическое про­
странство (В. А. Магницкий, В. В. Федынскйй, Е. А. Л ю би м ова,
Р. И. Д ем е н и ц к ая и д р .).
П рирода низкоскоростных зон в ка ж д о м отдельном случае мож ет
быть более или менее однозначно о пределена только на основе ком п­
лекса всех имеющихся данных, в том числе и эле ктром агни тн ы х н а ­
блюдений. В петрологических м оделях коры и в'ерхней мантии в ы д е­
ляют истощенные (за счет переп л авл ен ия и вынос-a составных частей)
и неистощенные мантии. Н а рис. 10 д ан а схем ати ческая модель строе­
ния океанической и континентальной коры. О к а за л о с ь , что астеносфера
на континентах в активных зонах присутствует там , где со храни лась
неистощенная пироксенитовая или перидотит-пироксенитовая мантия.
Вообще астеносфера относительно достоверно установл ен а только под
неотектонически активными областями.
Таким образом, главны м и особенностями астеносферы (рис. И )
являются прерывистость и невы держ анность, возм ож н ость полиастеносферного строения в у ч астк ах утонения или вы клинивания. В аж н ы м
выводом явл яется и то, что по скоростному строению верхней мантии
(литосферы) разл и чаю тся не только крупные структуры, такие, ка к
платформы, орогены, рифтогены и другие, но и структуры более вы со­
ких порядков — синеклизы, прогибы, своды, отдельны е элем енты оро­
генных областей. Все это у к а зы в а е т на глубинное за л о ж е н и е припо­
верхностных структурны х форм и свидетельствует о влиянии происхо­
дящих в верхней мантии динам ических процессов на разви тие земной
коры.
В пределах мантии плотностные тела не о б язате л ьн о соответству­
ют скоростным слоям, вы зы ваю щ и м неоднородности, п роявл яю щ и еся в
вариациях физических пар ам етро в — плотности и упругих х а р а к т е р и ­
стиках. В ы сказано мнение, что глуби н ная кл асси ческая симметрично­
сферическая модель З ем л и мож ет периодически осл ож н ят ься плотностными неоднородностями нерегулярного х а р а к т е р а (б л о ко вая, м озаич н ая
структура). Геологическая структура больш их глубин ок а зы в ае тся
очень сложной и м ож ет обусловливать непреры вную диф ф ерен ц иаци ю
вещества внутри Зем л и, быть генератором внутриземного теп ла и со­
здавать тектонические формы разного п ор яд ка и разм еров. « Блоки »
первого порядка, ограниченные снизу некоторой поверхностью в ы р а в ­
нивания (по подош ве нижней м анти и ), будут со разм ерн ы континентам
и океанам. «Блоки» второго п ор яд ка (меньших объемов) будут с в я ­
заны с поверхностными структурами меньших р азм ер ов и на меньших
глубинах (платформы , области горообразован ия, окраин н ы е моря
и др.). Р азм е р ы их по л а т е р ал и 300— 1000 км, по глубине 200 км и
более.
Считается, что верхн яя мантия хранит следы тектонического р а з ­
вития отдельных структур континентов, но не со хр аняет следов р а з в и ­
тия самих континентов к а к единых мегаструктур [23]. В ы явлено т а к ­
же, что в пределах единого блока земной коры н ап р яж е н и я о б стан о в­
ки изменяются с глубиной. Так, например, на юге европейской части
СССР обстановка с ж а т и я — р ас тя ж е н и я была различной. В мезозой55
Рис. 10. М одель коры и верхней мантии. П о А. Рингвуду
У — океаническая кора; 2 — континентальная кора; 3 — исто­
щ енная океаническая мантия гарцбургитового (а ) и лерцолитового (б ) состава; 4 — дифференцированная континент
тальная перидотитовая мантия с линзами эклогитов; 5 —
истощенный перидотит; 6 — неистощенный перидотит; 7 —
границы: диф ф еренцированной мантии (я ), М охо и ф азового
п ерехода на глубине 400 км (б ), истощенной мантии (в)
Рис. 11. П реры вистая модель развития астеносферы под активными зонами в океанах
. и. на континентах:
А — профиль Памир—Б айкал, по А. ’С. А лексееву, В. 3 . Рябому; Б — предполагаемый профиль
океан — краевое море — континент, по Н. J1. Д обр ец ов у; 1 — астеносф ера; 2 — изолинии скоростей
волн v p (в км/с); 3 — гранитро-мет^морфический слой; 4 — гранулито-базитовы й слой континен­
тальной коры; 5 — океаническая ба-зитовая кора; 6 — линзы концентрации расплава в мантии и
нижней части коры; 7 — нормальная неистощ енная мантия; 8 — истощ енная мантия под докембрийскими платформами; 9 —«•направление течения в расплаве и астеносфере; 1 0 — надвиги в коре-
кайнозойское врем я в одних местах верхние части консолидированной
коры испытывали растяж ение, нижние — сж атие; в других — граница
н ап р яж ен и й разного зн а к а проходила по р а зд ел у М: в коре действова­
ли н ап ряж ени я р астяж ен и я,, в зоне р азд ел а М — н ап ряж ени я сж атия
(А. В. Чекунов, В. Г. Кучма) . И по вертикали, и по л ате р ал и поля на­
п р яж ений, действую щих в' коре и мантии, были сложно дифф еренци­
рованы.
Н еоднородность в коре и мантии в ы р а ж ае тся т а к ж е в анизотропии
скоростей упругих волн. Коэффициент анизотропии в верхней мантии
56
Тихого океана достигает 3— 1 0 % . Е. М. Чесноковым выявлено, что
анизотропия зависит от степени ориентированности кри сталл ов в в е­
ществе верхней мантии и главны м образом от величины допо л н и тел ь­
ного давления. Расчеты п оказы ваю т, что р азн и ца в дополнительны х
давлениях д олж н а быть довольно значительной на больших участках.
П роблема связи упругой анизотропии верхней мантии с современной
тектонической активностью ж д е т своего р азреш ения.
И так, структура верхней мантии весьма р азн ооб разн а и меняется
от района к району. А стеносфера, в понимании Б. .Гутенберга, не об ­
н аруж и вается повсеместно и явл яется яркой особенностью только нео­
тектонически активных областей. Особенностью внутримантийны х вол ­
новодов является р азн и ца в величине скорости продольны х и попереч­
ных волн. Это ставит под сомнение в згл яд на,- и*х природу, к а к на ре­
зультат частичного п лавлени я вещества мантии. П о мнению И. А. С о­
ловьевой, астеносфера хара ктер и зу етс я ан ом а ли ям и вещественного со­
става или поля напряж ений. В ы явл яю тся некоторы е р азл и чи я м еж д у
физическими свойствами верхней мантии не только океанов и конти­
нентов, но д а ж е м еж д у отдельными океан ам и (К. Аки, Ф. П р есс). Н а
земной поверхности неоднородности верхней мантии п рояв л яю тся в
форме региональных (в пределах материков и океанов) ан ом али й г р а ­
витационного поля, электрического сопротивления, проводимости, и з ­
менения х ар а ктер а пульсаций электрического и магнитных полей З е м ­
ли, в виде изменения сейсмических скоростей мантии, ан ом али й п ри ­
ливных деформаций и т. д. [72].
Модели тектонических деформаций и строение ядра. Ядро со с тав ­
ляет 32,5 % массы всей планеты З е м л я , а его объем 16 % от объема
Земли. Одна из особенностей я д р а — ф орм и рован ие в нем главного
геомагнитного поля. По схеме К. Е. Б у л л ен а, в яд р е вы д ел яю тся три
зоны (см. табл. 1): слой « £ » — внешнее ядро, слой «F» — переходная
зона и слой «G» — внутреннее ядро. Д л я я д р а характер н ы высокие т е м ­
пературы. Оценки их, исходящие из разны х моделей, очень различны
(рис. 12). Н аиболее правдоподобны ми я в л яю тс я кривые 36 или 1. По
модели 1 одна часть общего тепловы деления ( — 0 ,3 -10 13 Д ж /с ) р ас х о ­
дуется на расплавление вещ ества внешнего яд ра и д р у гая часть
( ~ 0 , 4 - 1 0 13 Д ж /с ) — на разогрев Зем ли; по модели 2 расходы на р а з о ­
грев Земли увеличены до 0 , 5 - 1013 Д ж /с , из них — 0,2 -1 0 13 Д ж / с — за
счет радиоактивности нижней мантии и 0,3 • 10 13 Д ж / с — за счет г р а в и ­
тационной энергии [18].
Считают, что внешнее ядро находится в ж и д ком состоянии. П е р е ­
ход его к твердому внутреннему яд р у вы зван затвер д ен и ем вещ ества
под увеличиваю щ имся давлением. Если тем перату ра внешнего ядра
не слишком превыш ает точку п лавления, э ф ф ект увеличения д ав л ен и я
с ростом глубины долж ен привести к затв ер д ев а н и ю вещ ества в о б л а ­
сти, расположенной гл убж е того уровня, где соответствую щ ая а д и а б а ­
та внешнего яд р а пересекает кривую тем пературы п лавления. П ри д о ­
пущении железного состава яд р а этот переход со верш ается при тем п е­
ратуре, близкой к 3000 °С (по М. Б о т ту ).
На нижней границе мантии на глубине п ор яд ка 2900 км происхо­
дит скачкообразное изменение скорости продольны х волн с 13,6 до
8,1 км/с, скорость поперечных волн практически сн и ж ается до нуля
(рис. 13). Все это у к а зы в ае т на переход вещ ества от твердого состоя­
ния в мантии к ж идкому в ядре. Р асч еты п о каза л и , что изменение ск о ­
рости упругих волн соответствует распределению плотностей. В мантии
Земли происходит непрерывное увеличение плотности с глубиной от
57
Рис. 12. Распределение температур в совре­
менной Зем ле по разным моделям:
Рис. 13. Зависимость скоростей волн Р
и S от глубины. По Д ж . Д ж екобсу
1 — по Е. А. Л ю бимовой; 2 — п о О. Г. Сорохтину;
3 — по А . В. Витязеву и С. В. М аевой (а — по
м одели с гравитационной диф ф еренциацией и
конвекцией; 6 — б е з ни х). На врезке — геотермы
дл я океанов (О ) и дл я докем брийских щитов
континентов (К )
Буквы — по схем е К. Булена; 1 — по Г. Д ж е ф ­
фрису; 2 — по Б. Гутенбергу
3,32 г/см3 в верхней части слоя «В» до 5,3 г/см3 на нижней границе
слоя «£)». З д есь н аб л ю д ае тся скачок плотности. Плотность яд р а на
гран и це с оболочкой со ставл яет 9,9 г/см3. По поводу строения и соста­
в а земного я д р а , рад и ус которого равен примерно половине радиуса
Зем л и , сущ ествуют противоречивые мнения [17]. Одни ученые счита­
ют, что вещ ество яд р а д о л ж н о было выделиться из первичного вещ ест­
ва З ем л и в процессе эволюции планеты, а рост я д р а — сопровождаться
подъемом больших м асс легкого м а т е р и а л а в верхние слои Земли.
В пред ел ах границы м антия — яд ро происходит дифф еренциация по
плотности первичного еще не продифференцированного вещества Земли
путем в ы п л ав л ен и я тя ж ел о г о вещ ества из ниж ней мантии. Д ру гие пред­
полагаю т, что одновременно происходит и ф азовы й переход вещества
в более плотную металлическую фазу. О пускание тяж ел ого м атери ал а
во внешнем я д р е создает конвективные течения, которые считаются
основным источником магнитного п оля Земли. Остаю щ ийся более лег­
кий м а тер и ал в ы зы в ает конвективную неустойчивость и долж ен перио­
дически поступать в верхние слои Земли.
В последние годы В. .Аг М агницким и Е. В. Артюшковым вы ска­
заны новые идеи, п ы таю щ и еся объяснить тектонические деформации и
д ви ж ен и я литосферы,- Р асч еты изменений плотности и температуры
позволили прийти к выводу, что зам кн у ты е конвективные движения в
ниж ней мантии невозможны , поэтому л егкий м атер и ал д о лж ен здесь
подниматься наверх крупными блокам и — «каплями». Этот подъем в
поле силы тяж ести приводит к дополнительному нагреванию о к р у ж аю ­
щего вещ ества ниж-ней мантии и к понижению его вязкости. Создается
к а к бы ка н а л , по которому происходит подъем следующих крупных
масс легкого м а т е р и а л а до уровня, где плотность его сравнивается с
плотностью о к р у ж аю щ и х слоев или несколько выше, вследствие отно­
сительно высокой тем пературы . М ногие компоненты горячего легкого
м а т е р и а л а могут подняться до самы х верхних слоев мантии, к разделу
М, в ы зы в ая тем сам ы м изостатическое поднятие коры. Его растекание
м ож ет яви ться причиной горизонтальны х перемещений земной коры.
58
Рис. 14. Схема поднятий и проги­
бов, возникших в результате под­
хода к коре аномальной мантии.
По Е. В. Артюшкову, А. Е. Шлезингеру, А. Л. Яншину
1 — осадки; 2 — кора; 3 — аномальная
мантия; 4 — мантия в литосфере; 5 —
граница литосферы
Норм альная а с те н о с ф е р а —
Таким образом объясняю тся в ерти кальн ы е и гори зонтальн ы е дви ж ени я
земной коры, которые, в конечном счете, связаны* с подъемом из г л у ­
бины легкого нагретого м а тер и ал а [75].
Более подробную расш и ф ровку верти кальн ы х дви ж ени й земной ко­
ры, имеющих большое значение в создании- основных структурны х
элементов земной коры и рел ьеф а ее поверхности, в 1979 г. пытались
дать Е. В. Артюшков, А. Е. Ш лезингер и А. Л . Яншин. С огласно этим
представлениям, по мере р азогревани я Зем ли, в резу л ь тат е р а д и о а к ­
тивного распада вещество нижней мантии на границе с ядром п одв ер­
гается расплавлению и диф ф еренциации по плотности. К а к у к а з ы в а ­
лось выше, более т яж ел о е вещество оседает в р ас п л ав е и присоединя­
ется к ж идкому ядру, более легкий м атер и ал в р езу л ь тате конвектив­
ной неустойчивости внедряется в в ы ш ел еж а щ и е слои мантии до глубин
100—200 км (рис. 14). С оздаю тся тем пер атур н ы е неоднородности, ко­
торые вызы ваю т новую диф ф еренциацию по плотности и всплывание
более легкого м а тер и ал а к ниж ней границе земной коры, о б р азу я
линзы аномальной мантии. В недрением этого м а тер и ал а объясняется
тектоническая активность, п р о я в л я ю щ а я с я и на поверхности Земли.
Аномальная мантия, быстро в сп л ы в ая в астеносфере, подходит к бо­
лее вязкой литосфере, растекается, скорость подъ ем а п адает.
Вязкость мантии на небольших глубинах о п ределяется в основном
температурой, которая сильно изменяется в горизонтальном н а п р а в л е ­
нии, поэтому изменяется и мощность литосферы. Она увеличивается
под холодными и относительно стабильны ми областям и до 100 км и
резко пониж ается под сильно нагреты ми тектонически активными о б ­
ластями до 20— 30 км. Т акие участки играю т роль «ловушек» д л я л е г ­
кого м атери ала. Б о л ь ш а я ам плитуда поднятий территории над л о в у ш ­
кой определяется количеством и тем пературой захваченного в нее л е г ­
кого м атери ал а. П однятие изостатически скомпенсировано мощ ным
слоем легкого м а тер и ал а. П рогибы подошвы литосферы — «ан ти л овуш ­
ки» обычно обволаки ваю тся легким м а тери алом , а распо л ож енн ы е над
ними области
остаю тся холодными и испыты ваю т погружения.
По мнению Е. В. Артю ш кова, А. Е. Ш лези н гера и А. Л . Янш ина, о д ­
нонаправленный х ар а к тер и длительность верти кал ьн ы х д виж ений не
противоречат представлениям о дрейфе континентов.
В заклю чение отметим, что некоторые геофизики п риходят к в ы ­
воду о неровной границе м е ж д у ядром и м антией (В. Хайд, Д ж . Д ж е ­
кобе, А. Берг, А. Ш л е с с е н ). П о оценкам, в соответствии с точностью м е­
тода определения этот рельеф не м ож ет пр евы ш ать в высоту неск оль­
ких километров. П редп олагаю т, что часть вещ ества врем я от времени
растворяется во внешнем я д р е или что вещество из внешнего я д р а д и ф ­
фундирует в нижнюю мантию, об р азу я «неровности» на гран и це я д р о —
мантия. П олож ени е и ф орм а этой границы с течением времени и зм ен я­
59
ются, способствуя возникновению и развитию движений во внешнем
ядре. И зм ен ен ия границы яд р а могли косвенно влиять на частоту о б ­
ращ ений геомагнитного поля. Этим ж е некоторые авторы объясняют
десятилетние флуктуации продолжительности суток. Считают, что не­
ровности рельеф а яд р а могут со зд ав ат ь горизонтальные изменения
плотности, из-за которых возникаю т локал ьн ы е гравитационные ано­
малии. При этом неровности, имею щ ие горизонтальны е разм еры до не­
скольких тысяч километров и высоту приблизительно 1 км, дадут зн а ­
чительный в к л а д в наб лю д аем ы е на поверхности Земли возмущения
гравитационного поля [17]. К ак предполагаю т, эти неровности могут
ск азы ваться и на морфологии геоида, и на различны х геодинамических
процессах, протекаю щ и х в земной коре.
НОВ ЕЙ Ш А Я ГЕО Д И Н А М И К А Л И Т О С Ф Е Р Ы И ЗН А Ч Е Н И Е КОСМ ИЧЕСКИХ
И П Л А Н Е Т А РН Ы Х ФАКТОРОВ
Ротационный режим Земли и тектонические процессы. Зем ля я в л я ­
ется мощной энергетической системой. К о л о ссальн ая кинетическая энер­
гия с в я за н а с ее суточным вращ ением . Среднее значение этой энергии
в к а ж д у ю секунду составл яет примерно 1029 Д ж (по Н. Н. Парийском у). И зм ен ен ие широт, или, что то ж е самое, движ ение географического
полю са
(в том числе Ч анд л ер овск ое качание полюса) объясняется
схемой приливной эволю ции Кельвина, которую развил дальш е Д а р ­
вин, считая З е м л ю структурно однородной. И з-за гравитационного в з а ­
имодействия приливной деф орм ации З ем л и и Л ун ы происходит уско­
рение орбитального д ви ж ен и я Л уны и зам едлени е осевого вращения
Земли. Л у н а по спирально р азво рач и ваю щ ей ся орбите медленно ухо­
дит от Земли, которая т а к ж е постепенно теряет скорость своего осево­
го вращ ения. П р едп о л агаю т, что скорость, с которой Л у н а удаляется
от Зем л и, становится тем больше, чем больше мы у д ал яем ся в геоло­
гическое прошлое. П ри экстраполяц и и на докембрийскую эпоху прихо­
д ят к заключению , что Л у н а д о л ж н а была находиться очень близко к
Зем ле, но не б л и ж е трех радиусов Зем ли, т а к к а к иначе она была бы
разр у ш ен а и о б р а з о в а л а бы кольцо вокруг Земли, аналогичное коль­
цам С атурн а. П о предполож ению Г. Герстенкорна,
оба небес­
ных т е л а находились очень близко друг к другу 1400— 1600 млн. лет
н азад . Это событие было н азв ан о его именем. П озж е, в 1966 г., Г. М а к ­
дональдом были вычислены кривые, п оказы ваю щ и е динамику прошлого
в системе З е м л я — Л у н а с о т раж ен и ем события Герстенкорна (рис. 15).
Вскоре после своего о б р азо в ан и я (4,5 млрд. лет тому н азад ) З е м л я со­
в е р ш а л а оборот вокруг оси за два часа. Скорость вращ ения в р езу л ь ­
тате приливного трения, вы зы ваем ого притяж ением Л уны и Солнца,
ум еньш алась. В протерозое длина суток р ав н ял ас ь 17 часам, а в дево­
не была равной 22 часам. З а м е д л е н и е в ращ ения происходило прибли­
зительно на 24 секунды в 1 млн. лет.
П о л ага ю т, что происходившие физико-химические изменения веще­
ства недр Зем л и, соп ровож д авш и еся т а к ж е увеличением его плотности,
приводили к уменьшению ее радиуса и соответственно уменьшению
момента инерции относительно оси вращ ения. Это долж но было обус­
ловить увеличение угловой Скорости осевого в ращ ения Земли.
Проведенны й А. В.. Орловой
[55] палеогеографический анализ
позволил выявить н ап р авл ен ие широтной зональности пустынь в прош ­
лы е геологические э п о х и 'и их соотношения с современным широтным
планом (пространственное разм ещ ени е пустынь в современную эпоху
60
находится в строгой зависимости от
широты местности и угла н акл он а з е м ­
ной о с и ).
К ритериями д л я отнесения того
или иного участка к зоне пустынь с л у ­
жили пространственные сочетания з а ­
лежей поваренных и кали й ны х солей,бедных
органическими
остаткам и,
красноватых песчаников, мощных з а ­
лежей гипса и ангидрита. Выводы п р о ­
верялись по разм ещ ению других о с а ­
дочных пород: рифов, безизвестковых
терригенных образований, бокситонос­
ных или ледниковых отложений, п о з ­
воляющих судить, какие кл и м ат и ч е­
ские пояса р аспо л агал ись по одну и
другую стороны от тропиков. О п р ед е­
ляемая широта тропика ф и кси р о в ал а
угол наклона земной оси и по ней оп ­
ределялась
кли м ати ческая
зональ­
ность в виде генерального плана, без
деталей, связанны х с особенностями
физико-географической обстановки.
Установлено, что в палеозое угол
наклона земной оси был большой, в
среднем 50— 60°. В мезозойской эре
Рис. 15. П рош лое системы Зем ля—•
Л у н а по подсчетам Г. М акдональда
климат Земли менялся часто. В к а й ­
1 — собы тие
Герстенкорна;
II — возраст
нозойской эре при сохранении ш и р от­
Зем л и . А — период вращения Зем ли, часы;
В — расстояние Зем ля — Л уна, земны е р а­
ного плана климатической зо н ал ь н о ­
диусы ; В — период обращ ения Луны, со ­
сти (что никем не осп ари вается) п о­
временные сутки
тепление высоких широт А. В. О рлова
объясняет большим наклоном оси, д о ­
стигавшим в олигоцене 60°. П р и этом увели чи вались сезонные разли чи я,
предопределившие в высоких ш иротах в л а ж н ы й и теплый климат, со­
гласующийся с особенностями остатков растительности. В н ач ал е эоце­
на угол наклона земной оси достигал 10°, во второй половине 33°. И з м е ­
нение наклона оси происходило и в позднем миоцене — олигоцене, когда
он доходил до 36°, а в плейстоцене имел 10°. Тайое полож ение угла н а ­
клона оси в экв атор и ал ьн ом поясе приводило к р азви тию оледенений в
высоких широтах.
Таким образом, вы являю тся периодические изменения угла н а к л о ­
на земной оси, периоды похолоданий и потеплений. А. В. О р л о в а эти
колебания связы вает с изменениями скорости в ращ ен и я Земли. При з а ­
медлении в ращ ения под действием приливных сил угол м е ж д у э к в а т о ­
риальной плоскостью и плоскостью эклиптики увеличивается, при у в е ­
личении скорости вр ащ ени я этот угол уменьш ается. П ри этом Л у н а в
соответствии с законом сохранения момента количества д ви ж ен и я
подойдет на более близкое расстояние и процесс зам ед ле н и я скорости
вращ ения Зе м л и начнется снова. При наи больш ей из установленны х
скоростей в ращ ения зам едление со став л ял о 2 г рад /час за 1 млн. лет,
затем темп резко ум еньш ался и при самы х низких скоростях в р ащ ен и я
Земли был равен 0,025 град /час за 1 млн. лет. Н а л и ч и е в истории З е м ­
ли эпох оледенения однозначно говорит о том, что углы н аклон а меня61
s
М орозный
с *
Холодный
X
хс
0 о
Л dX
i~ О
(tf £
*J
1^f O
u
* о
й
У мереннохолодный
I
Умереннотеп л ы й
х
о)
(D
о
О
if
<и
с;
п*
С
=Г
d'
о
о
о
q
о
сб
if
S
с;
с
5
s
о
*Й
2
а
со
Рис. 16. К олебания климатических условий области высоких широт в
позднекайнозойское время. По В. А. Орловой
лись от круты х к пологим, и наоборот. Периоды зам ед лени я скорости
в р ащ е н и я п ер ем еж а л и сь с периодами увеличения скорости вращ ения
Земли.
В ыявлено, что к изменениям полож ения оси на более крутое при­
урочиваю тся основные ф азы орогенеза. Так, в новоларамийской фазе
(п ал еоц ен — эоцен) в ы явл яется очень резкое и отчетливое, ка к у к а з ы ­
вает В. А. О рл ова, вы п р ям лен ие оси от 20— 25° в палеоцене до 10° в
н ач ал е эоцена. П и рен ей ск ая ф а з а (м еж д у эоценом и олигоценом) вы ­
д е р ж а н а не столь устойчиво, хотя она зан и м ает более пологое п оло ж е­
ние. Н есколько большее н аклонение оси н аб лю д ается в савскую ф азу
(олигоцен— м и о ц е н ). Д л я родопской и аттической ф а з детальны х оп­
ределений климатической зональности А. В. Орловой не производилось.
С ледую щ ей, вал ах ской ф а зе (перед плейстоценом) отвечает резкое вы ­
п рям лен и е земной оси, приведш ее к оледенению полярных областей
обоих полуш арий. Г л авны е ф азы ск л а д к о о б р а зо в ан и я , гранитообразов ан и я и м е там ор ф и зм а , хотя и п р оявл ял ись в близком диапазо не вре­
мени д л я всей З ем л и в целом, по своей интенсивности варьирую т в ш и­
роких п ределах. П ериоды зам ед ле н и я скорости вращ ени я были н е р а в ­
ноценны и по п родолж ительности, и по д иапазону изменения угловых
скоростей (рис. 16).
О тм ечаем ы е А. В. О рловой эмпирические д анны е нашли ф и зи че­
ское объяснение в исследованиях Ю. Н. Авсю ка [37]. Он учел неодно­
родность в строении З е м л и ,.к о то р у ю ранее не принимали во внимание,
ее расслоенность, в которой внутреннее ядро Зем ли ка к бы «взвешено»
в о к р уж аю щ ей его «жидкости» (с плотностью отличаю щ ейся от п лот­
ности твердого я д р а ) . П о д влиянием сил п ритяж ен и я внутреннее ядро
будет в ы зы в ать относительные, перем ещ ения оболочек Зем ли и вести к
изменению сил притяжения,-на поверхности, котор ая о к азы в ается соиз­
меримой с силами приливного воздействия Л уны. Это приводило к из­
менению вида результи рую щ ей приливной деформации гидросферы и
угла ориентировки ее оси е относительно линии, соединяю щей центры,
и проявлению колебательного р еж и м а эволюции. В резу л ьтате м е н я л ­
ся зн а к момента, осевое в ращ ени е З е м л и н ачинало возрастать, орби­
т а л ь н а я скорость Л ун ы уменьш аться.
62
П еремещ ение оси вращ ени я
в структурно-неоднородной З ем л е
происходит не только при свободной н утац и и / к а к это пред по л агал
Ньюкомб, но, к а к считает Ю. Н. Авсюк, и под внешним воздействием
в виде приливных сил, влияю щ их на твердое ядро. Его смещ ения по­
влекут за собой изменения п олож ен ия ц ен тра массы З е м л и AR отно­
сительно внешней твердой оболочки. Н а поверхности это в заи м од ей ст­
вие будет р еали зовы ваться к а к д ви ж ени е полюса (изменение ш ирот).
Происходящ ие в это ж е время наклоны оболочки будут вести к тому,
что тр аектори я д ви ж ени я центра м асс будет воспроизводиться на по­
верхности в переменном масш табе. Периодичность д ви ж ени я полюса
будет х ар актери зов ать ся периодичностью действую щ ей силы.
Таким образом, расчеты Ю. Н. Авсю ка п о казал и, что изменяемость
широт (перемещение полюса) есть отражение; процесса перемещ ения
внутреннего я д р а относительно оболочки. П рй этом пертур б ац ион н ая
часть приливной силы, обеспечиваю щ ая перем ещ ение яд р а, в о зрастает
с увеличением расстояния З е м л я — Л у н а. В ыявлено, что яд ро не пере­
мещается в ф а зе с действую щей приливной силой и резу л ь ти р у ю щ ая
приливная д еф ор м аци я будет иметь переменный угол е относительно
линии, соединяющей центры З е м л и и Луны. Угол е будет зн ак о п ер е­
менным. З а д а в а я с ь величиной д и а п а зо н а ухода Л ун ы — периодом и з ­
менения кли м ата, оп ределяю щ и м ся в 160 млн. лет,— ам пл и туда п ер е­
мещений Л уны (от некоторого среднего расстояния, принимаемого за
60 радиусов Зем л и ) будет оп ределяться в 4 рад и уса Зем л и, с общим
диапазоном в 8 радиусов. Л у н а будет то подходить к З ем л е, то ухо­
дить. Соответственно, по расчетам Ю. Н. Авсю ка, будет м еняться про­
должительность лунного месяца в д и а п а зо н е 24— 30 суток, п р о д о л ж и ­
тельность суток 22— 25 ч, угол накл он а э к в а т о р а в эклиптике в д и а п а ­
зоне 30°— 17°. Н апомним средние характери сти ки р асп ол ож ен и я З е м ­
ли и Луны: 27 суток, 24 часа и 23°.
Расчеты Ю. Н. Авсюка принципиально сходны с эмпирическими
данными А. В. Орловой, которые п олучаю т физическое объяснение.
Из-за вводимых условностей и неполноты наш их знаний в д е т а л я х они
разнятся, но качественно о т р а ж а ю т сл ож н ы е природные процессы.
Геодинамические следствия ротационного реж им а Земли. В н а с т о я ­
щее врем я установлено скач ко об разн о е изменение скорости в ращ ен и я
Земли. При этом происходит выход энергии до 1021 Д ж в доли секунды
(по Н. Н. П а р и й ск ом у). Р а зл и ч а ю т три вид а изменений скорости в р а ­
щения Земли: 1) вековые (замедление, уско рен ие); 2) короткопериоди­
ческие (суточные, сезонные с периодом в полгода, год, четы рнадц ать
месяцев); 3) нерегулярные, скачкообразны е. И зм енения скорости в р а ­
щения Земли создаю т геодинамические н а п р я ж е н и я в к а ж д о й точке
массы в р ащ аю щ ей ся системы З ем л и и ведут к процессу перестройки
фигуры равновесия в ращ аю щ егося т е л а планеты, что т а к ж е о т р аж аетс я
на геодинамических нап ряж ени ях.
Р асчетам и Н. Н. П арийского было п оказано, что в среднем про­
должительность суток ум еньш ается на 0,00001 с в год, что м ож ет быть
объяснено укорочением рад и уса З е м л и на 0,045 см в год. Т ак ой ж е
эффект мог бы получиться в резул ьтате увеличения плотности в ещ ест­
ва на 0,1 г/см3 за сто л ет в слое толщ иной 3 м на глубине около 300 км,
или в слое толщиной несколько более 2 м у поверхности яд р а. С д р у ­
гой стороны, такие явления, к а к уменьш ение оледенения в полярны х
странах, повышение уровня мирового океана, д олж ны , напротив, обус­
ловливать соответствующее зам ед лени е в р ащ е н и я Зем л и. К ром е того,
долгопериодические уменьш ения скорости д о л ж н ы были происходить
63
и в резу л ьтате терм ального расш ирения внутренней части Земли, об ­
разо в ан и я расплавленного слоя в верхней части оболочки. Д инам ику
этих тер м ал ьн ы х преобразований, сопровож давш ихся изменением р а ­
диуса Земли, рисует Е. А. Л ю би м ова. П о ее расчетам, увеличение р а ­
диуса Зе м л и в среднем достигало 3— 5,5 см за каж д у ю тысячу лет,
теперь 1 см за тысячу лет. Все это долж но было вести к уменьшению
скорости в ращ ения Земли. Д р уги е исследователи, наоборот, считают,
что радиус Зем ли не увеличивается, а со к р ащ а ется в связи с грави ­
тационны м сж ати ем вещества. П ри этом происходит выход энергии
(п ор яд ка 5 - 1014 Д ж / с ) .
П еречисленны е возм ож н ы е процессы изменения радиуса Земли и
изменений скорости ее в р ащ ен и я соп ро вож д ал ись перестройкой фигу­
ры З ем л и , появлением в ее теле напряж ений, изменениями упругих д е ­
ф орм а ц и й и изостатическими вы равниваниями. Геологическими следст­
виями этих процессов были трансгрессии и регрессии моря, изменения
н акл он а поверхности и связан ны е с ними смещения береговых линий
морей, озер и рек, в ерти кальн ы е поднятия и опускания отдельных уч а­
стков вследствие изостатического вы равн и вани я и т. п.
Т ак и м о бразом , после своего сф орм ирован и я и по н астоящ ее в р е­
мя З е м л я непрерывно испы ты вает зам ед ле н и я осевого вращения,
вл ияю щ и е на перестройку фигуры Земли. Это приводило к об р азован и ­
ям н еобратимы х д еф ор м ац и й ее коры в геологическом прошлом, на что
настойчиво о б р а щ а л внимание в 1960 г. Б. Л . Личков.
К а к у к азы в ал ось, на фоне общ его плавного медленного уменьше­
ния скорости в ращ ен и я З ем л и наб лю д аю тся изменения ка к в сторону
уменьш ения, т а к и в сторону увеличения скорости. П редполагаю т, что
это явление в значительной степени связано с процессами, п ротекаю ­
щими во внутренних геосферах: диф ф еренциацией вещества, переме­
щ ениями масс, с ф азовы м и и другими переходами, с п ерек ри стал л и за­
цией вещ ества З ем л и и др. [28]. Все это д о лж н о влиять на изменения
геодинамических н ап ряж ен и й и их перераспределение — усиление в
одних м естах и о слабление в других, привести к изменениям терм оди­
намической обстановки и в р езу л ь тате — к возникновению условий для
н а ч а л а и разви тия фазовы х, полиморф ны х или электронных перехо­
дов вещ ества, а т а к ж е химических реакций в неоднородной толще верх­
ней части мантии Зем л и. Кроме того, в соответствии с вариационным
принципом наименьш его действия, к а к считал М. П ланк, для сохране­
ния момента количества д ви ж е н и я Земли, к а к в 1968 г. у к а зал
И. Г. Клушин, тектонические д ви ж ен и я определенного зн ака о б язате л ь ­
но д о л ж н ы быть сопряж ены , с п ерераспределением вещества по верти­
кали , вклю чаю щ и м изменения типа коры, процессы м агм атизм а, м ета­
с о м а т о за и др. П р едп о л агаю т, что при дифф еренцированны х верти каль­
ных д ви ж ен и ях отдельных глыб на неотектоническом этапе вследствие
уд ал ен и я от центра в ращ ен и я или прибли ж ен ия к нему, д олж ны возни­
кать силы, действую щ ие в л ате р ал ьн о м направлении. При подъеме
глыбы д о лж н ы были перем ещ аться к востоку, при опускании — к з а ­
паду.
.
Причиной, в ы зы вавш ей п реоб разов ан и я вещества в верхней ман­
тии, были термоупругие н ап ряж ени я, обусловленные непрерывным рас­
п ределением тем пературы , их изменением во времени и неоднородно­
стями физических свойств вещества. К а к п о к аза л а Е. А. Любимова
[75], накопление так и х н ап ряж ен и й в верхней мантии Зем ли до глу­
бин 700 км достигает больших величин, соизмеримых с энергией, вы­
д еляем ой еж егодно при зем летрясениях. О н а достигает максимума на
64
глубинах около 400 км, где по данны м гравим етрии об н а р у ж и в а ю тся
области аномальной плотности подкорового вещ ества и могут проте­
ка ть процессы полиморфны х и иных физических и химических п ерехо­
дов вещества с изменением его объем а.
Таким о бразом , изменение ротационного р еж и м а З е м л и и с в я з а н ­
ное с ним перераспределение геодинамических н ап р яж е н и й р ас с м а т р и ­
вается и ка к в о зм о ж н ая н а ч а л ь н а я причина за р о ж д е н и я процессов в
мантии, п риводящ ая к п р еоб р азо в ан и я м вещ ества. О б щ а я картина распределения новейш их и 'со в р ем ен н ы х движ ений
разны х порядков и деф о рм аци й у к а з ы в а е т Ца то, что зем н а я кора и
тело Земли н аходятся в напряженном- состоянии. Н а глуби н ах до
100—200 м вследствие вы ветривания, трещ иноватости горных пород,
разгрузки н апряж ений в процессе течения бодее п ластичны х в о д о н а­
сыщенных слоев действует литостатическое давление. О д н ако у ж е на
глубинах, где процессы вы ветри ван и я о щ ущ аю тся слабо, п роявляю тся
д обавочные сж и м аю щ и е н ап р яж е н и я, которые быстро в о зр аста ю т с
глубиной, достигая м акси м ал ь н ы х величин на глуби н ах 15— 40 км
(2004-350 М П а ) . Н а этом уровне вы д ел яется более 6 0 %
сум мар­
ной энергии землетрясений, п ро яв л яю щ и х ся на З ем л е. С ам ф а к т су ­
ществования землетрясений, о б разую щ и хся в р езу л ь тате проявления
скалы ваю щ их напряжений, у к а зы в а е т на наличие н ап р яж е н и й в теле
Земли. Н еравном ерное распределение эпицентров зем летрясен ий у к а ­
зы вает и на неравномерность нап р яж енн ого состояния земной коры в
различных частях к а к суши, т а к и океанического дна. Н а это ж е у к а ­
зываю т и натурные наблю дения. Б ол ьш ую величину сж и м аю щ и х н а ­
пряжений и их глобальное распростран ен ие пы таю тся объяснить про­
исходившим в недавнее врем я и п р о д о л ж а ю щ и м ся сокращ ени ем р а ­
диуса Земли, что долж но со п ро вож д аться освобож дением огромного
количества потенциальной энергии по мере п риб л и ж ен ия внешних сл о­
ев к центру планеты. Если бы вся эта энергия V бы ла и зр асх од ов ан а
на упругое сж ати е только корового слоя, то, по подсчетам М. П. Р удзского, Е. Н. Л ю стиха, горизонтальны е сж и м аю щ и е н ап р яж е н и я соста­
вили бы 60 000— 90 000 М П а. Н о до 9 0 % энергии в процессе кон ­
тракции расходуется на уплотнение вещ ества более глубоких слоев.
Упруго-гравитационное равновесие З ем л и определяю т по соотношению
между V, энергией объемного упругого с ж а т и я слоев З е м л и , и скрытой
теплотой об р азо в ан ия плотных физико-химических фаз. Но если д а ж е
1 % V переходит в тангенциальное сж атие, то в земной коре д о лж н ы
были бы появиться добавочные сж и м аю щ и е н ап р яж е н и я в 600—
900 М П а [28].
В связи со ск азан н ы м интересно отметить, что ещ е в 1910 г.
Л . С. Л ейбензон п о каза л связь зам ед л е н и я в р ащ ен и я Зе м л и с а к т и в ­
ными наруш ениями
целостности корового слоя. П р и н и м а я толщ ину
кристаллического гранитного слоя 63,7 км, плотность 2700 кг/м 3 и р а з р у ­
шительную разность главны х н ап ряж ен и й д л я гран и та 75 М П а, он в ы ­
числил необходимое зам ед лен и е в р ащ е н и я Зем ли, при котором д о л ж н ы
происходить разруш ен ия гранитного слоя. Оно составило 11 мин. Если
учесть установленное в астрономии увеличение п родолж ительности
длины суток за 100 тыс. лет от 1,5 до 2,4 с и считать его в среднем
неизменным за геологическое время, то, к а к п о к аза л М. В. Стовас,
периоды относительного покоя в коровом слое составляю т 30—
40 млн. лет. З а ними д о л ж н а следовать р а з р я д к а накопленных н а п р я ­
жений. Изменение ротационного реж и м а земного эллипсоида за геоло­
гическое время д олж н о было вести к изменению эллиптичности фигуры
5
З а к . 309
65
З е м л и и соп ряж ен ной деф орм аци и всех ее парам етров. В озникавш ая
р а з р я д к а н ап р яж е н и й приводила к гравитационному устойчивому р а в ­
новесию, соответствовавш ему новой угловой скорости в ращ ения Земли.
В ывод о циклических изменениях геологических процессов хорошо
согласуется с д анны м и исторической геологии. В настоящ ее время со­
верш енно очевидно, что цифры, которыми оперировал Л. С. Лейбензон,
не соответствуют п а р а м е т р а м строения земной коры, установленным в
последнее время, и его расчеты мож но р ассм атр и в ать только ка к пер­
вую прикидку, реально ука зы в аю щ у ю на взаи м освязь и взаимообус­
л овленность изменений скорости в ращ ен и я Зем ли с напряж енны м со­
стоянием земной коры, д еф ор м ац и ям и и тектоническими движениями.
П о мнению р я д а геологов и геофизиков, именно изменение ротацион­
ного р еж и м а, вы зы ваю щ его изменения объемного с ж а ти я и ради альн ы е
н ап р яж е н и я, я в л ял о сь одной из причин тектонических процессов. А сам
ф ак тор изменения осевого в р ащ е н и я Зем л и, обусловленный торм озя­
щим трением солнечно-лунных приливов, л еж и т в основе ряд а тектони­
ческих построений Б. Л . Л и ч к о в а, Ю. А. Косыгина и др. Приливные
волны пр оявл яю тся в воздушной, водной и твердой оболочках Земли.
П ри ливы в твердой земной коре достигаю т наибольш ей величины на
э к в а т о р е (до 50 см) и сн и ж аю тся к полю сам. Они зам ед ля ю т скорость
в р ащ е н и я З ем л и , способствуют д рей ф у материковых глыб на запад.
П р и л и в н а я волна д в а ж д ы в сутки поднимает и опускает каж д ую точ­
ку поверхности. Этот процесс к а к бы «расш аты вает» горные породы, в
чем в и д ят в озм ож н ую причину о б р азо в ан и я трещ иноватости пород.
П р и рассмотрении ротационного реж и м а З ем л и следует т а к ж е учи­
ты ва ть особенности ее фигуры, определяю щ ей неодинаковое значение
силы т яж ести в ю ж ном и северном полуш ари ях и разную скорость их
в р ащ е н и я вокруг земной оси. Это явление долж но привести ка к бы к
скручиванию северного п о луш ари я относительно южного, что находит
свое непосредственное в ы р а ж ен и е в сдвиге к востоку ю жны х материков
относительно северных, в о б разов ан и и крупных широтных разломов в
северном полуш арии в Тихом и А тлантическом о кеан ах и в их п ри экв а­
тори альны х частях. В следствие неравномерности вращ ения, по мнению
Б. Л. Л и чко ва, Г. Н. К аттер ф ел ьд а, М. В. С товаса и др., возникают
критические зоны в земной коре, наиболее податливы е д л я проявления
гор оо б р азовател ьн ы х процессов.
В. В. Белоусов считает, что тектоническая роль явлений, с в я за н ­
ных с в ращ ени ем Зем л и, не м ож ет быть существенной, хотя они и мо­
гут и грать роль «спускового м еханизм а» напряжений, например, д л я
зем летрясений. Учет всех перечисленных процессов с количественной
их оценкой, возмож но, д аст ответ на причину колоссальны х н а п р я ж е ­
ний, которы е ф актически н аб л ю д аю т с я в подвиж ны х поясах Земли, и
позволит уточнить механизм, тектонических движений.
Ф орм а-Зем ли, ее связь с внутренним строением и неотектоника.
Ф орм а З ем л и в первом приближ ении р ас см а тр и в ал ас ь к а к ш ар с р а ­
диусом в 6371 км. Ньютон первым п о каза л , что форма З ем л и более
с л о ж н а я и в значительной мере зависит от центробежной силы ее в р а ­
щения. В озникло п редставление об эллипсоиде вр ащ ени я с разницей
длин экв ато р и ал ьн о го и полярного радиуса в 21,7 км, что определяет
небольш ую величину с ж а т и я эллипсоида. Д ал ьн ей ш и е геодезическиеизмерения п оказали, что ф игура З е м л и ещ е более слож ная. П оверх­
ность ее отклоняется от эллипсоида и вверх (до 120 м) и вниз (до
160 м ). Т ак и м о бразом , фигура З ем л и не отвечает ни одной из сущ ест­
вующих геометрических фигур. Б ы л о установлено, что истинная фигу­
66
ра Земли, получивш ая назван ие геоида, оп ределяется величиной и н а ­
правлением силы тяж ести. П о д геоидом понимаю т такую уравненную
поверхность, которая в любой своей точке перп ен ди ку л яр на н а п р а в л е ­
нию силы тяж ести, определяемой отвесом. Во всех точ ках потенциал
■силы тяж ести на этой поверхности соответствует постоянной величине.
П отенциал силы тяж ести зави си т от многих причин: распределени я
масс на поверхности и внутри Зем л и, ее реологических свойств, плотностной неоднородности, динам ических процессов, -происходящих в нед­
рах Земли, ее вращ ения, космических факторов. И з теории фигуры
Земли следует, по Н. П. Грушинскому, что-п отен ци ал силы тяж ести w
есть сумма потенциала п ри тя ж ен и я v и потенциала! ц ентробеж ной си­
л ы и: w = v-\-u.
П р и д а в а я постоянной величине п отенциала «силы тяж ести р а з л и ч ­
ные значения, получаю т разн ы е уравненные: поверхности З ем л и , кото­
рые н азы ваю т эквипотенциальными поверхностями, о б л а д а ю щ и м и о д ­
ними и теми ж е свойствами и являю щ им и ся, т а к ж е некоторыми гео и д а­
ми. Та из них, которая находится на высоте среднего уровня воды в
•океане, считается поверхностью основного геоида и в геодезии прини­
мается за «математическую » поверхность, или за «уровень моря», от
которого отсчитываются высоты точек зем ной поверхности. Н о т а к к а к
в геологической истории, в том числе новейшей, постоянно происходи­
ли перераспределения масс в ее недрах, постоянно и зм ен ял ась скорость
вращения Земли, степень с ж а ти я планеты во времени т а к ж е м енялась.
И зм енялась и фигура геоида. Все это приводило к изменениям геоди­
намических н ап ряж ени й в литосфере, плотности, п роявлениям вер ти ­
кальных и горизонтальны х движений.
В 1859 г. русский геодезист Ф. Ш уберт первый в ы с к а за л мысль о
возможной эллиптичности земного э к в ато р а, т. е. о трехосности ф игу­
ры Земли. Это подтверж дается и наблю ден и ям и за кол еб ан и ям и п о лю ­
са, а т а к ж е расчетами, произведенными Ф. Н. К расовским и А. А. И з о ­
товым. Считается, что эллиптичность эк в ато р а — реальн ы й ф акт. Бы ло
установлено, что северное и ю ж ное п о луш ар и я асимметричны. В се ве р ­
ном полуш арии п р еоб ладаю т м атери ковы е массивы, а в ю ж н ом — о к е­
анические пространства. П ри этом океаническим впади н ам одного п о­
луш ария соответствуют континентальны е выступы другого. Ю ж но е
полуш арие Зем ли ок а зы в ае тся более сж аты м и сф ероид п риобретает
неправильную форму.
С уществует несколько моделей, о тр а ж а ю щ и х ф орму геоида. Н а ­
блюдения за движением искусственных спутников п о к аза л и н езн ач и ­
тельные отклонения их от эллипсоида. У чи ты вая наличие осевой в п а ­
дины на ю жном полюсе и выпуклость на северном, вследствие чего
земной
сфероид
п риобретает
сердцевидную ф о р м у — кардиоид,
Г. Н. К аттер ф ел ьд считает более п равильн ы м оп ред елять ф орму З ем л и
как «кардиоидальны й эллипсоид». П о более поздним спутниковым д а н ­
ным было показано, что э к в ато ри ал ьн ое вздутие производит зам етное
влияние на орбиту спутника. П ри его дви ж ени и к северо-востоку при
пересечении э к в ато ра в н аправлении к северу точка пересечения его
орбиты с экватором будет постепенно см ещ аться к з а п а д у (рис. 17, А ) .
По этим данны м вычислено с ж ати е Зем ли, рав н о е 1/298,25 и опред е­
л ен а ее «грушевидная» форма. В действительности отклонение геоида
от сфероида, создаю щ ее его грушевидность, меньше 20 м (рис. 17, Б ) ,
в то время к а к э к в ато ри ал ьн ое вздутие З е м л и достигает 20 км [10].
В пределах М ирового океан а поверхность геоида неровная и о тк л о н я­
ется от уровня референц-эллипсоида на д есятки метров.
5*
67
К а р т а геоида, приведенного к сж ати ю 1/298,25 (рис. 18), построена
по р е зу л ь тата м гравиметрических наблю дений на поверхности З ем л и
и наблю дений за искусственными спутниками. Изолинии на карте —
высоты (в метрах) н ад поверхностью сфероида. Выявляю тся пять ги­
гантских впадин и выпуклостей. Н а форме геоида ск азы вается увели ­
чение или уменьш ение силы тяж ести З ем л и за счет неравномерного
распределени я масс в ее недрах.
Источники ундуляций гео­
ида можно располож ить по
с
всей глубине мантии, н ачин ая
от глубин 100— 200 км до я д ­
ра. По мнению Ю. А. Т а р а к а ­
нова и Л . П. Винника, есть ос­
н ования считать, что источни­
ки указан ны х крупнейших ун­
д уляций геоида находятся в:
зоне ф азовы х переходов, х а ­
рактеризую щ ихся повышенны­
ми
градиентами
плотности.
Они охваты ваю т область верх­
ней мантии на глубинах 400—
900 км. Изменение плотности
происходит на двух границах
400 и 700 км. Глубина центра
масс каж д ой аномалии (ундую
ляции геоида) указанны ми а в ­
торам и определяется в д и а п а ­
зоне от 710 до 830 км. С мещ е­
Рис. 17. Груш евидная форма Земли. По
ния ундуляций геоида в гори­
М. Б отту
зонтальном
или вертикальном
А — смещ ение точки пересечения орбиты спутника с
экватором; Б — высота геои да (сплош ная линия) от­
н
ап
равлен
иях
могут быгь толь­
носительно сф ероида (пунктирная линия). М асш таб
ко в случае перемещения исне вы держ ан
Рис. 18. К арта геоида, приведенного к сж атию 1/298,25. Изолинии в метрах
68
точников этих ундуляций, которые д о л ж н ы происходить очень м ед ­
ленно.
П о зж е в ряде работ Н. А. М ёрнер [24 и д р .], р ас с м а т р и в а я в о з­
можность глобальны х изменений рел ьеф а геоида на протяж ении р а з ­
личных отрезков времени (в том числе и в п лейстоцене), пришел к в ы ­
воду, что основными источниками ундуляций геоида яв л яю тс я процес­
сы, происходившие на границе я д р а и мантии. По мнению Н. А. Мёрнера, современная конф игурация геоида не могла -оставаться ста ц и о ­
нарной и менялась с изменениями потенциалов; силы тяж ести и в р а ­
щения Земли. О тм ечая существенную корреляцию м е ж д у м агнитным
полем Земли и гравитационным полем, а т а к ж е перемещ ений в п ред е­
лах промежуточной поверхности яд р о — мантия,; Н. А. М ёрнер п р ед ­
полагает, что соврем енная конф игурация геоида, в большей, степени:
зависит от изменений, происходящ их в промеж уточной зоне м е ж д у я д ­
ром и мантией,— вывод, который в 1982 г. о сп ари в ал ся Ю. А. Т а р а к а ­
новым. Существуют и другие точки зрения. О днозначного реш ения этой:
проблемы до сих пор не существует. Н еясны м остается вопрос и о ск о ­
рости процессов, протекаю щ их на границе я д р а и мантии. С читается,,
что они невысоки. Однако, ан ал и зи р у я геомагнитные д ан ны е и геоло­
гические материалы , которые мож но интерпретировать к а к приводящиек изменению геоида, в 1977 г. Н. А. М ёрнер приш ел к выводу, что эти
движения могут быть быстрыми (позднечетвертичное время, г о л о ц е н );
они могли о к а зать влияние на морфологию поверхности геоида и л и ;
могли быть связаны с изменениями, которые т а к ж е о к а зал и в л и я н и е
на форму геоида (ротационные изменения, д ви ж е н и я поверхности З е м ­
ли, магнитные изменения, эвстатические кол еб ан и я и т. д .). Скорости
перераспределения масс, приводящ их к изменениям геоида, о п р ед ел я­
ются примерно в 103 лет и могут быть обусловлены изменениями в ко­
ре, верхней мантии, а т а к ж е на границе я д р о — мантия и, наконец, во
внешней части ядра. Глубинную природу п лан етарн о й ан ом али и геои­
да для юга Азии по дтвер ж дает ан а л и з распределени я скоростей сей­
смических волн до глубин более 500 км (Н. А. Б ел я е в с к и й ). У читы вая
плотностные вариации, изменение тем ператур на границе ф азов ы х пе­
реходов, низкую тем пературопроводность и значительную вязкость н и ж ­
ней мантии, Д . Д . Б ад ю ков в 1982 г. приш ел к выводу, что гл об а л ьн ы е
ундуляции геоида были устойчивыми, по крайн ей мере д л я последних
105 лет. Источники ж е крупнейших ан ом али й поверхности геоида р а с ­
полагались в п ределах нынешних географических координат на п р о тя­
жении значительного времени (во всяком случае, больш е 106 л е т ).
По этому вопросу вы сказаны и иные мнения.
А нализируя устойчивость аномалий геоида восточного п о б е р еж ь я
Австралии д ля второй половины голоцена, Д . Д . Б а д ю к о в считает, что
гравитационная ан ом али я не и гр ал а никакой роли в изменении уровня
моря этого побережья, и наклоны древних береговых линий в его п ре­
делах следует объяснять тектоническими причинами. Этот вывод.
Д. Д. Б адю ков распростран яет и на другие п о береж ь я океанов.
К ак отмечалось у ж е в 1975 г. Ю. М. Ш ейнм анном , магнитное полеЗемли, в том числе и частота инверсий поля, теснейшим о б разо м с в я ­
зано с тектоническими и магм атическими процессами, с ротационны м
режимом и рельефом геоида. Такого рода связи, а т а к ж е процессы, оп­
ределяющие сущ ествование океанических и континентальных сегмен­
тов, доказы ваю т, по мнению Ю. М. Ш ей нм ан на, очень глубокое з а л о ­
жение эндогенных процессов. Поступление с очень больш их глубин
некоторых химических элементов, сл агаю щ и х континентальную кору,
69»
говорит об общности всей эндогенной и планетарной жизни Земли,
что я в л я е тся в а ж н ы м выводом, позволяю щ им более правильно оценить
у сл о в и я возникновения тектонических движений, об разован ие струк­
турных форм новейшего э тап а р азв и ти я и понимать механизмы геоло­
гических процессов и деформаций.
Процессы изостазии. Вопросы динам ики литосферы тесно связаны
с п ро бл ем ам и изостазии. П р е д л о ж е н н а я первоначально для учета в л и я­
ния топографических масс на уклонение отвеса при изучении форм зем ­
ной поверхности концепция изостазии с та л а применяться д ля объясне­
ния геологических особенностей строения земной коры. Она использу­
ется: 1) д л я оценки уравновеш енности земной коры путем вычисления
изостатических ан ом али й ускорения свободного падения; 2) д ля о б ъ яс­
нения м ехан изм а восстановления нарушенного равновесия земной коры
за счет п еретекан и я вещ ества в гипотетической астеносфере; 3) для
вычисления вязкости верхних оболочек Земли.
Б ы л о выявлено, что вблизи горных хребтов (Анды, Гималаи) н а ­
б лю д ается уклонение отвеса от вертикали. Это явление связы валось
с дефицитом масс под хребтам и, который приблизительно равен по­
верхностной нагрузке, обусловленной горами. Принцип изостазии
ут в ер ж д ае т, что н и ж е «глубины ком пенсации» давлен ие внутри Земли
яв л я е т с я гидростатическим. Это значит, что на глубине компенсации и
н и ж е ее н агр узка мысленно выделенных вертикальны х столбов одного
сечения д о л ж н а быть одинакова. П ри нарушении компенсации дополни­
тельной нагрузкой или разгрузкой (денудация, ак ку м у л яц и я отл ож е­
ний, л едни ковы е покровы и пр.) в озникаю т изостатические, ком пенса­
ционные д ви ж ени я других видов, воздействую щ ие на кору, а т а к ж е го­
ри зон та л ьн ы е перем ещ ения м асс в подвижной среде ниж е глубины
компенсации в астеносфере. И зо с тази я есть не что иное к а к применение
з а к о н а А рхи м еда к верхним слоям Земли.
Д л я объяснения этого явл ен и я в 1855 г. одновременно появились
две гипотезы, выдвинуты е английским геодезистом Д ж . Эри и Ф. П р а т ­
том (рис. 19). С ам термин «изостазия» был введен К. Деттоном в
1889 г. Обе схемы исходят из допущ ения, что отдельны е части земной
коры н ах од ятся в состоянии равновесия, п л а в а я ка к бы в подстилаю ­
щем слое более плотной верхней мантии, в который они отчасти в д а в ­
лены. П о д д ер ж и в аю тся участки земной коры выдавливанием погру­
ж е н н о го в мантию тела. Видимый рельеф З ем л и (h ) является резуль-
Рис. 19. И зостатическая компенса­
ция по Д ж . Эри (А) и Ф. П ратту
(Б)
рс — плотность коры; p w — плотность мор­
ской воды; ps — плотность субстрата; Т —
глубина компенсации; г, г\ — глубина кор­
ня; h, h\ — топографическая высота; ph —
плотность
коры под горным хребтом h;
р о— плотность коры под океанами глуби­
ной d ; рг — плотность коры под океани­
ческим
подводным хребтом высотой h\\
D — глубина компенсации. 1 — океан; 2 —
кора; <3 — субстрат
70
татом изостатического равновесия. П од н яти я и опускания земного>
рельефа объясняю тся различны м
весом мысленно представленны х
призм земной коры. П о схеме Д ж . Эри, эти призмы имеют различнуювысоту (чем длиннее призма, тем выш е г о р ы ) ; ‘по схеме П р а т т а п р и з­
мы различаю тся разной плотностью (более высокий рельеф h о б ъ я с н я ­
ется призмой с меньшей плотностью рл), более низкий рельеф — п р и з­
мой с более плотным веществом ро). Глубина, на-которой выполняется
изостатическое равновесие, н азы вается глубиной компенсации (Т , D).
По схеме Эри, подошва земной коры сл у ж и т зе р к ал о м о тр аж ен и я р ел ь­
ефа дневной поверхности и горы имеют как- б.ы корни (г, г' ) . П о схем е
Пратта, зем ная кора состоит из призм разной плотности (р&, рс, ро>.
рг), и чем выше призма, тем из более легких пород она состоит. Этим
и обеспечивается изостатическая компенсация. И зостатические д в и ж е ­
ния по обеим схемам начинаю т осу щ ест в л ять ся 'п р и поперечнике у ч а с т­
ков земной коры в первые сотни километров. О д н ако р яд авторов при­
нимают их равными и менее 100 км.
_ •
С уточнением представлений о строении земной коры и верхней
мантии менялись представления и об изостазии. Д о к а за н о , что изостазия осущ ествляется не только б л а го д а р я изменению мощности и п л о т­
ности коры, но т а к ж е и изменениями ее в подстилаю щ ей мантии. Я в­
ления разуплотнения мантии могут и грать реш аю щ ую роль в м е х ан и з­
ме изостазии. Выявлено, что не вся лит осф ера находится в рав н овес­
ном состоянии. Вне тектонически активн ы х поясов равновесие л и т о ­
сферы сохраняется достаточно точно. В самих подвижных поясах о б н а ­
руживаются значительные изостатические аномалии. П рои сходящ ие ж е
в них д виж ения нап равлен ы не на восстановление равновесия, а н а о ­
борот, ведут к ещ е больш ему его наруш ению и я в л яю тс я к а к бы антиизостатическими, т. е. н ар уш аю щ и м и гидростатическое р а в н о в е с и е —равенство давлений на некотором горизонтальном уровне в астен осф е­
ре под корой.
Н аиболее широко разви ты е антиизостатические д ви ж ени я земной
коры требуют д ля своего объяснения призн ан и я существенной роли
перемещений корового или подкорового вещ ества со значительной го­
ризонтальной составляю щ ей движ ения. П ос л е д н яя ж е, по мнению
М. Е. Артемьева, д о л ж н а быть не меньше, чем горизонтальны е п ере­
мещения вещества на поверхности Зем л и, обусловленны е экзогенными
процессами. В ы зы ваю тся антиизостатические дви ж ени я какими-то а к ­
тивными процессами, преодолеваю щ ими стремление к равновесию. Т а ­
ким образом, изостатические силы не явл яю тся причиной тектониче­
ских процессов, а относятся к регулирую щ им ф акторам : они или л и м и ­
тируют амплитуду поднятий или опусканий, или фиксирую т уровень,
на котором эти движ ения зату х а ю т [1]. Причины наруш ения и зо с т а ­
зии достаточно сложны, но именно они могут помочь понять п рироду
тектонических движений. Н а б л ю д аю щ и ес я изменения плотности в ещ е­
ства на той или иной глубине могут под действием изостатических сил
приводить к перемещениям.
В самом общем виде изостатическая ком пенсация м асс м ож ет быть
осуществлена одним из трех ее видов или их ком бинациями: 1) гори­
зонтальными изменениями средней плотности в коре; 2) в а р и а ц и я м и
толщины коры пониженной плотности; 3) горизонтальны ми и зм ен ен и я­
ми плотности в верхней мантии. П ервую и третью комбинации м о ж н о
рассматривать к а к вари ан ты гипотезы Ф. П р а тта, вторую — к а к гипо­
тезу Д ж . Эри в ее чистом виде.
71
П о современным представлениям , и зостатическая компенсация
•земной коры осущ ествляется в первом приближении вблизи поверхно­
с т и М по схеме Д ж . Эри, а окончательное равновесие достигается на
у р о в н е астеносферы по схеме Ф. П р а т т а [81].
Д о последнего времени считалось, что н аблю дается п р ям ая за в и ­
симость м е ж д у наруш ением изостазии земной коры, вычисленной с
помощ ью одной из классических моделей, и современной тектонической
активностью отдельны х регионов. В 1984 г. М. Е. Артемьев пришел к
иному выводу, установив, что структуры, имеющие разную геологиче­
с к у ю историю, отличаю тся моделям и изостатической компенсации. Так,
и зостази я эпигеосинклинальны х орогенов (типа К а в к а з а ) осущ ествля­
ется преимущественно изменением мощности земной коры при подчи­
ненной роли коровых и подкоровы х плотностных неоднородностей. И з о ­
с т а з и я эпи п латф орм ен н ы х орогенов (типа Т ян ь-Ш ан я) обеспечивается
к а к плотностными неоднородностями подкорового слоя и земной коры,
т а к и в ар и ац и я м и мощности коры. Интересен вывод, что представления
о сущ ествовании крупных наруш ений изостатического равновесия в
о б л а с т я х современного горо об разо ван ия во многих случаях ошибочны,
т а к к а к основаны на д ан ны х интерпретации изостатических аномалий
гравитационного поля, полученных д л я изостатических моделей, кото­
р ы е плохо согласованы с имею щ имися данны ми о плотностных неод­
нородностях земной коры и подкорового слоя. Очевидно, необходимо
проводить комплексную интерпретацию результатов наблю дений гра­
витационного поля с учетом всех имеющихся геолого-геофизических
.данных, без предварительного введения изостатических редукций.
С читалось так ж е , что о бластью затух ан и я компенсирующих д ви ж е­
ний, св язан н ы х с перераспределением масс на поверхности литосферы,
гявляется астеносфера. В ней подъемы и опускания участков вы ш еле­
ж а щ е й мантии частично компенсирую тся перетеканием ее вещества.
В м ес те с тем, к а к считаю т В. А. М агницкий и Е. В. Артюшков, в пре­
д е л а х астеносферы в какой-то мере п реобразую тся движения, идущие
из более глубоких слоев мантии, влияя на их распространение в пре­
д е л а х литосферы.
В п р ед ел ах земного ш а р а в целом сущ ествует очень точная ком­
пен сац и я масс. Спутниковые дан ны е убедительно подтвердили установ­
ленную гравим етрией общ ую уравновеш енность литосферы на конти­
н ен тах и океанах. С ущ ествование материков и океанов не о траж ается
н а форм е геоида. О д н ако изостатическое состояние конкретных регио­
нов или структур у разны х-и ссл ед о вателей толкуется очень по-разному.
Т о , что одними сч и тается.изостатически уравновешенным, другими рас­
см ат р и в а ет ся к а к пример н аруш ения изостазии. Это свидетельствует
о том, что п р об л ем а-и зо ста зи и в современном ее виде д ал ек а от р а зр е ­
ш е н и я . К а к у к а зы в аю т В. Г. Козленко, В. И. Старостенко и С. И. Суб•ботин [75], видимо, есть смысл р ассм атри в ать изостазию в широком
аспекте к а к стремление1 масс, сл агаю щ и х Землю , к состоянию миниму­
ма потенциальной энергии,- а т а к ж е к п одд ерж ан ию общего постоянст'в а момента количества д в и ж е н и я по всем земным радиусам. В таком
п л а н е тектонические д вй ж ени я, по мнению И. Г. К луш ина, можно св я­
з а т ь с перераспределением плотности масс в верхних оболочках Земли
в верти кальн ом направлении, в ы р а ж а ю щ е м с я в изменении типа коры,
;в п роявлен иях м а гм ати зм а, м етасом атоза и т. п., что позволит приме­
нить единый подход к изучению эволюции вещества и энергии в про­
ц ессе ф ор м и рован ия литосферы.
.72
В последние годы появились новые в згл яд ы .и новые модели изо­
стазии Земли. Одна из них, н а зв а н н а я «геоизостазией», в 1980 г. б ы л а
предложена К. Ф. Тяпкиным. В ней учиты вается ротационный реж и м
Земли, являю щ ийся, по мнению этого автора,- одним из главны х ф а к ­
торов, регулирующих ее равновесное состояние; П р и этом р а с с м а т р и в а ­
ется не только зем н ая кора (л и то сф е р а), ко то р а я во всех классических
моделях обособляется от остальны х частей Зем л и, но и массы, л е ж а ­
щие ниже. П роисхож дение перер асп ред ел ен и я, масс, «у тяж ел ен и е» »
«облегчение» условно вы деляем ы х призм, тела Зем л и, по мнениюК. Ф. Тяпкина, оп ределяю т процессы тектогенеза. В качестве ж е источ­
ника энергии тектогенеза д о лж н о п рин и м аться взаи м одей ствие З е м л и с
физическими полями Космоса, непрерывное изменение ее р отационно­
го режима. В модели К. Ф. Тяпкина, м атем атическое обоснование ко­
торой мы не приводим, есть р я д за с л у ж и в а ю щ и х внимания особенно­
стей.
В ы сказы ваю тся и другие представления- (В. В. О рлен ок) о п р о я в ­
лениях компенсирующих движений, в которых деф и ци т или избы ток
масс обусловлен не простой схемой гидростатики Ф. П р а т т а шит
Дж. Эри, а существенной плотностной неоднородностью р а з р е з а корьг
или мантии в разли чн ы х регионах. Все это п о к азы в ает су щ еств у ю щ и е
различные и достаточно противоречивые подходы к п роблем е и зо с т а ­
зии и необходимость ее дал ьн ей ш ей разр аботки. П о к а ж е все наш и
построения основываю тся на классических идеях, и злож ен н ы х выше.
Все сказанное позволяет дум ать, что ак ти в и зац и я п оздн ек ай н озой ­
ских движений, изучаем ая неотектоникой, о х в а ты в а л а разл и чн ы е о б о ­
лочки Земли и ск азы в а л а с ь т а к ж е на активи зац ии процессов и з о с т а ­
зии, в конечном счете способствовавших становлению современного со­
стояния не только слоев земной коры, но и л и тосф еры в целом, и в к а ­
кой-то мере подстилающ их оболочек. Эти процессы активизировалитакже об разован ие л ате р ал ь н ы х неоднородностей в вы д ел яем ы х кон­
центрических сф ер ах З ем л и и яв л ял и сь одним из д в и ж у щ и х факторов,
тектонических перемещений вещества.
У же давно появились работы, в которых рассм а т р и в ал о сь п р о я в л е ­
ние гидроизостазии в океанах, крупных озер а х и ш ельф овы х о б л а стя х
под влиянием изменения об ъем а и массы воды (А. Б л ум , Р. Флинт,,
Р. Ф ейрбридж, Н. А. М ёрнер, Д . Д . Б а д ю к о в и д р .). Б ы л а построена
модель этого явления и м атематически оценена реакц ия земной коры
на изменения водной нагрузки. Б ы л и оценены т а к ж е ф акторы , в л и я ю ­
щие на изостатическое прогибание: кон ф и гурац ия береговой линии,,
глубины прибреж ны х вод, скорости и величины подъ ем а воды, п л о т ­
ность деформируемых пород и др. Р еал ь н о с ть явлен и я гидроизостазии'
в 1963 г. была п оказан а М. К риттенденом на подробно изученных о зе­
рах на зап ад е США, где многочисленные зам кн у ты е впадины в п лю ­
виальные эпохи плейстоцена п р ед став л ял и собой озера.
Преобразование структур земной коры и типы тектогенеза. П е р е ­
численные выше процессы уплотнения и р азуп лотн ен ия вещ ества, ф а ­
зовых превращений, изостазии, изменяю щ егося н ап ряж енн ого состоя­
ния земной коры и мантии в конечном итоге ведут к перестройке л и ­
тосферы и проявлению различны х форм тектогенеза. Тектогенез —
это совокупность тектонических дви ж ени й и процессов, под во здейст­
вием которых ф ормирую тся р азн о об р азн ы е тектонические структурыкак континентальной, т а к и океанической коры.
Среди основных процессов, способных привести к п р еоб р азо в ан и ю
строения земной коры и тем самы м к перестройке структурных форм,
73
« щ е Г. Ш тилле, р а с см а тр и в ая историю горных цепей и складчатых
•сооружений, вы д ел ял процессы конструктивные и деструктивные. О б ­
р азо в а н и е скла д ч ат ы х структур к а к основного элем ента гор Г. Ш тил­
л е св я зы в ал с конструктивными процессами. П осле возникновения гор­
ных сооруж ений начинаю т п ро яв л яться деструктивные процессы,
разр у ш аю щ и е ск л адч аты е структуры, разд ел я ю щ и е их на отдельные
поднимаю щ иеся и п о гр уж аю щ и еся блоки. П онятие «деструкция», по
Г. Ш тилле, стал и спользовать в конце прошлого века А. Зу п ан в гео­
морфологии. Н а р я д у с процессами, р езультаты которых мы мож ет н а­
б лю д ать на поверхности, происходят глубинные процессы. Р я д иссле­
дователей
(В. Е. Хайн, Е. Е. М илановский, Ю. М. Пущ аровский,
А. А. Н а й м а р к , Н. И. Н и кол аев и др.) вы деляю т принципиально р а з ­
л ичаю щ иеся деструктивный и конструктивный (аккреционный) типы
тектогенеза.
Конструктивные
(«строящие»)
процессы тектогенеза о тра­
ж а ю т определенную н аправленность эволюции глубинного строения,
к ото рая не св язы в ается с каки м -л и бо определенным механизмом этих
процессов. К ним относят накопление продуктов вулканической д е я ­
тельности, подъем, п л а в л е н и е и д иф ф ерен ц иаци ю вещества мантии, н а ­
копление осадочных образован ий , проявление процессов ск л адк о обра­
зован ия, м е там о р ф и зм а и гранитизации, приводящих, в конечном итоге,
к утолщ ению коры. Эти явлен и я часто объясняю т тангенциальным с ж а ­
тием, скучиванием глыб, н ап о л заю щ и х по пологим надвиговым поверх­
ностям при крупных горизонтальны х перемещениях, и другими м еха­
ни зм ам и . К онструктивны й океанический тектогенез характеризуется
•формированием первичной океанической коры в зонах срединно-океанических рифтогенов. К онструктивны й континентальный тектогенез отли­
ч ается ф орм ированием субконтинентальной и развитой континенталь­
ной коры на месте океанической и субокеанической (молодые остров­
ные дуги, эпигеосинклинальны е о р о г е н ы ). Здесь могут быть выделены
геоструктуры , о т р а ж а ю щ и е разную степень р азви тия конструктивных
процессов. С ледует добавить, что разновидностью конструктивных про­
цессов, по Ю. М. П ущ ар ов ском у, могут явиться процессы континентизации, под которыми он понимает н ар ащ и в ан и е древних ядер конти­
нентов (исходя из представлений о необратимом развитии земной ко­
ры) последующ ими палеозойскими, мезозойскими и кайнозойскими
ск ладч аты м и зонами [61].
И зм ен ен ия земной коры при д е с т р у к т и в н ы х
(«разруш аю ­
щих») процессах соп ров о ж д аю тся утонением ее вследствие растяжения,
которое м ож ет привести к п олн ом у р азры в у сплошности коры и оголе­
нию подкорового субстрата. И зм енение строения коры происходит не
только за счет тектонических процессов, но т а к ж е и процессов д ен у да­
ции, которые могут у нийтож ать не только осадочный, но и «гранитный»
слои. Эти процессы происходят в условиях ка к материковой, т а к и оке­
анической коры. О тмечаю т, что р ас тяж е н и е сочетается с плавлением
вещ ества верхней м а н т и и .в п р ед ел ах зон ослабленного д авления, про­
никаю щ их в мант-ию в. виде глубинных разломов, и подъемом магмы
по этим зонам в разн ы е слои коры вплоть до поверхности Земли.
С деструктивными процессами связы вается т а к ж е процесс мета•соматической базиф икации, механизм которого разны ми авторам и т р а к ­
туется по-разному. В условиях континентальной коры деструктивный
тектогенез п р ео б разов ы в ает ее в субконтинентальную и затем в океани­
ческую при общем утонении коры, в первую очередь за счет редуциро­
ван ия «гранитного» слоя. Д еструктивн ы й тектогенез свойствен конти­
нентальным рифтогенам, лабигенны м, пелагогенным структурам, гео­
синклиналям ранних стадий развития. Н екоторы е авторы в ы д ел я ю т
разные группы деструктивных процессов. Так, Ю. М. П у щ аро в ски й
[61] к ним относит: р аскал ы ван и е, разд в и ган и е м атери ковы х блоков с
образованием новых океанов; об р азо в ан и е внутриматериковы х ри ф то­
вых впадин; об разо ван ие линейных высокоподвижных проницаем ы х
зон меж ду континентальными массивами, подвергш имися тектониче­
ской деструкции; об разован ие мозаичной структуры земной коры и др.
Механизмы деструктивных тектонических п р о ц е ссо в -м о г у т быть р а з ­
личными: сочетающиеся м е ж д у собой раздвиги, растяж ени е, р ас п а д ,
оседание и др. Корни процессов деструкции могут находиться на р а з ­
ных глубинах и в р азн ы х частях тектоносферы. С вя зы ваю тся ж е они
с движениями глубинных масс и, очевидно, физико-химическими про­
цессами.
Д ру гие авторы вы деляю т разн ы е стадии разви тия деструктивных
процессов [47]. Р ассм отрен и е регионального м а т е р и а л а по н еотекто­
нике С С С Р и сопредельных областей позволило помимо конструктив­
ного и деструктивного типа тектогенеза новейшего э тап а р азв и ти я д о ­
полнительно выделить ещ е д в а типа.
Реконструктивный
(«достраиваю щ ий») тектогенез х а р а к т е ­
ризуется возобновлением конструктивного континентального тектогене­
за на сформированной ранее континентальной коре.
Реструктивный
(«перестраиваю щ ий»)
тектогенез происхо­
дит в условиях сохранения ран ее созданного типа коры. Термин «ре­
структивный», я в л яя сь нейтральны м относительно терминов «д еструк­
тивный» и «реконструктивный», у к а з ы в а е т на происходящ ую при этом
типе тектогенеза чисто структурную перестройку, без качественного'
изменения строения (типа) коры. Р еструктивны й тектогенез характерен
для континентальных и океанических п латф орм , эпи п латф орм ен н ы х
орогенов с умеренной интенсивностью новейших д ви ж ени й и, вероятно*
для океанических орогенов и внутренних районов зр ел ы х островных
ДУГ.
Перечисленные типы тектогенеза о т р а ж а ю т н ап равлен ность эво л ю ­
ции глубинного строения, в первую очередь мощность и сложность,
строения коры (а не абсолю тное значение ее п ар ам ет р о в на д анны й
момент). П редп ол агаем ое разд ел ени е в принципе не зави си т от в ы д е­
ления разными авторам и тех или иных конкретны х типов коры.
Таким образом, м а тери ал ы неотектоники по звол яю т ввести в ин­
терпретацию сейсмических д ан ны х элем енты развития, истории, и зм е ­
нения во времени. Это следует из того, что вы я вл я ю щ и еся геоструктурные зоны новейшего э тап а развития, такие, к а к платф о рм ы , орогенные
области разных типов, рифтогены и др., о т р а ж а ю т р азн ы е стадии р а з ­
вития земной коры. Р азл и ч н о е глубинное строение перечисленных зон,
устанавливаемое по геофизическим данным, свидетельствует и о п ере­
менах, происходящих в земной коре в ходе ее эволюции, влияю щ и х на
изменение сейсмических скоростей, толщ и н у сейсмических слоев и на
другие геофизические парам етры . П еречисленны е типы тектогенеза о т­
раж аю т изменение во времени геофизических п оказател ей и тем самы м
выявляют элементы их истории.
Эвстазия и неотектоника. И зм енения поверхности литосф еры под
влиянием тектонических и денудационны х процессов ч а щ е всего р а с ­
считываются от уровня океана. Т аким образом определяю тся а м п л и т у ­
ды и направленность новейших тектонических движений, вы явл яем ы х
различными методами. О д н ако в м а сш та б е геологического времени
75
•уровень океан а не был постоянным. П оэтому использование его в каче­
стве неподвижного н а ч а л а координат, к а к это принято, например, в
и сторической геологии,— условно. Следы проявлений новейших д ви ж е­
ний, отразивш ихся, например, в различном высотном положении по­
в е р х н о с т е й вы равн и вани я, т ерр ас и пр., позволяю т измерять лишь
относительное перемещение, т. е. разность п олож ения точки на суше и
поверхности океан а, объем водной массы которого не был постоянным.
При решении этой проблем ы мы испыты ваем затруднение, подобно ас т­
рономам, которые несколько р аз меняли нач ал о координат (Земля,
С ол нц е, центр Г ал ак т и к и ) и, наконец, признали принципиальную не­
возм ож н ость установления какого-либо н ач ал а координат, кроме услов­
ного. И в исторической геологии мы вынуж дены ограничиваться ус­
ловны м нулевым уровнем, за который принимаю т уровень Мирового
•океана. Но уч иты вая тектоническую подвижность поверхности лито­
сф ер ы и непостоянство океанического уровня, приходится интегриро­
вать эти дви ж ени я. М ы с т а л к и в а ем ся с очень сложной проблемой эв>статических колебаний океанического уровня. П о д ними понимают
п о всем естн о п р о сл еж и в аем ы е медленные изменения уровня водной обо­
л о ч к и З ем л и ■
— к а к М ирового океана, т а к и связанны х с ним морей.
Эвстатические д ви ж ени я, или эвстази ю (от греческих «эв» — н а­
с т о я щ и й , истинный; «стазис» — положение, уровень) первоначально в
1888 г. выделил Э. Зюсс. П ра ви л ьн о е понимание этого явления имеет
'больш ое значение к а к д л я вы я вл ен и я геодинамики литосферы, так и
условий проявления тектонических процессов новейшего этапа р азви ­
тия. Этой п роблем е посвящ ена огром ная л и тература. Многие вопросы
щ р о д о л ж аю т оставаться дискуссионными. К оснемся этой проблемы пре.дельно кратко.
Р а з л и ч а ю т д ви ж ени я береговой линии к а к следствие образования
морских впадин, когда происходят истинные изменения уровня океана,
и возни каю щ и е в р езу л ь тате других причин, в частности ка к следствие
.л о к ал ьн ы х тектонических процессов, приводящ их к ка ж у щ и м ся пере­
м ещ ениям океанического уровня. П ервон ач ал ьно эти колебания, обус.л а в л и в аю щ и е местные трансгрессии и регрессии, вызы ваем ые регио­
н альн о действую щими тектоническими процессами, в 1893 г. Ф. Ю. Л е ­
винсон-Лессингом были н азван ы «денивелированием», а широкие т ран с­
грессии и регрессии, обусловленны е колебан и ям и уровня самой водной
оболочки,— «гидрокинетическими». Не отвергая
таких колебаний,
А. П . П а в л о в в 1896 г. о три цательны е перем ещ ения береговых линий
пред л о ж и л н азы ва ть т е о к р а т и ч е с к и м и ,
а наступание моря на
суш у — г и д р о к р а т и ч ё с к и м и движениям и.
М еханизм ы , п риводящ и е к ко л еб ан и ям уровня Мирового океана,
до конца ещ е нераспозндны. М ногое остается неясным. Среди ф акто­
ров, о пределяю щ их эвСтааию, разл и ч а ю т изменение общего количества
воды на З ем л е, изменение об ъем а гидросферы. Р а з р а б о т к а этой проб­
лемы находится ещ е на уровне рабочей гипотезы ввиду ее крайней
сложности. Одни исследователи считают, что в геологической истории
■объем гидросферы о ста в а л ся почти постоянным
(В. И. Вернадский,
А. П. В иноградов, Ф. Кюнен, В ,-В. Белоусов, Н. И. Н и ко л аев и др.);
д ругие у тв ерж д аю т, что он у м еньш ался (А. П. П авл ов, Ф. Ю. Л ев и н ­
сон-Лессинг, К- К. М ар к ов и д р .); наконец, вы сказы вается взгляд, что
м асса воды постепенно увеличивается (Г. М енард, В. Руби, Р. Ревелль,
И. А. Р езан о в , Е. М. Рудич и д р .). Ч а щ е всего эта проблема обходит­
с я молчанием. Очевидно, ее нужно реш ать с учетом взглядов на про­
76
исхождение других оболочек Земли. Н а и б о л ее п о лн ая и логичная кон­
цепция в этом направлении бы ла р а з р а б о т а н а А. П. В иноградовым.
Используя гипотезу зонного плавлени я, был п оказан односторон­
ний направленны й процесс д егазаци и и диф ф ерен ц иаци и вещ ества на
оболочки. В н ачале геологической истории З ем л и , по А. П. В иноградо­
ву, процесс д егазации мантии был н аи более интенсивным и г л ав н а я
масса воды вы делилась в течение первых сотен, мож ет быть, тысяч
или миллионов лет. С таб и л и зац и я уровня океан а, н а р у ш а е м а я процес­
сом тектонических д виж ений дна океанов, началась* в протерозое, и с
палеозоя объем водной массы гидросферы и зм ен ял ся в незначительны х
пределах.
Принципиально иначе на эту проблем у смотрит И. А. Резан о в. П о
его представлениям, излож енны м в 1978 г., прйцесс выделения воды и
летучих компонентов из мантии был постоянным. О д н ако объем о к е а ­
нических вод во времени н ак а п л и в а л с я неравномерно, в соответствии
с неравномерным формированием в и стори и-Зем ли океанических ко т л о ­
вин. В мезозое — кайнозое, в эпоху о б р азо в ан и я Атлантического, И н ­
дийского и Северного Л едовитого океанов, п л о щ ад ь океанов увеличи­
лась. Поступление м акси м ал ьн ы х порций воды совпало с крупными
■опусканиями. С ф орм ировавш иеся глубоководные океанические ко т л о ­
вины заполнялись водой, которая в ы д е л я л а с ь при десерпентинизации —
обезвож ивании серпентинизированных гипербазитов. При этом потеря
воды вы зы в ал а уплотнение вещ ества коры и погруж ение отдельны х ее
блоков. Н а поверхности литосферы это о т р а ж а л о с ь в о бразовании
океанических впадин. Эта идея подкр еп ляется соответствующ ими р а с ­
четами, основанными на современных пред ставл ен и ях в геохимии и
петрологии.
Таково сод ерж ан ие двух гипотез. П ри н яти е первой из них сразу
отбрасы вает допущ ения некоторых авторов (Р. Р ев ел л ь, Г. У. Л и н д ­
берг и др.) о больших и быстрых к ол еб ан и ях об ъ ем а водных масс (до
700 м) в новейшем этапе. Д р у г а я гипотеза — о сопряж енности процес­
сов формирования океанических впадин и выделении ю венальны х
вод — позволяет допускать колеб ан и я океанического уровня вследствие
неравномерности проявления тектонических дви ж ени й и геохимических
процессов. Таким образом, в толковании р я д а ф ак тов мож но исходить
из разных теоретических представлений. П р иведенны е ж е количест­
венные оценки носят самы й прибли ж ен ны й х ар актер. И д е я о ги ган т­
ских опусканиях дна океанов с одновременной кЬмпенсацией их вы д е­
ливш ейся ювенильной водой, сохранивш ей свою соленость и не и зм е­
нившей условия сущ ествования ф аун ы океанов, пока м ало о б о сн о ва­
на. Но д а ж е принимая и эту точку зрения, н евозмож но обосновать к о ­
л еб ан и я М ирового о кеан а в новейший тектонический этап.
Вопросами причин эвстатических колебаний океанического уровня
занимались многие исследователи. В последние годы они р а с с м а т ­
ривались Д . П. Н айдины м, П. А. К аплины м , Е. М. Рудичем, Н. И. Н и ­
колаевым, В ан-де-П ласш ем, Н. А. М ёрнером, П. Вейлом, С. Томпсоном,
К. Оллиером и многими другими. К рити ческая оценка вы сказанн ы х
представлений позволила составить новую схему причинно-следствен­
ных явлений колебаний уровня о кеан а (рис. 20). К ней следует д о б а ­
вить, что разны е мнения сущ ествуют по вопросу влияни я на уровень
океана седиментоэвстазии. У читы вая больш ие изменения б азал ьтов ы х
л а в на дне океанов, они могли влиять и на изменения его уровня. К о ­
личественная оценка этого ф ак то р а отсутствует. Б ол ьш ое значение не­
которые исследователи п ридаю т п л ан етарн ом у ф ак т о р у «геоидно-эв77
Рис. 20. Причинно-следственные явления эвстатических колебаний уровня океана
статических» колебаний (Н. А. М ёр н ер ). Ф орм а геоида перестраи ва­
л а с ь в соответствии с постоянным изменением гравитационного поля и
п отенциала в р ащ е н и я Зем л и. В плейстоцене основной причиной д еф о р ­
мации геоида было непосредственное перем ещ ение масс воды и льда
на поверхности З е м л я и. св язан ное с этим процессом перемещение ве­
щ ества в нед рах З е м л и .: П ри этом изменения геоида могли достигать
2— 4 м з а ' 100 лет в Последние 6,5 тыс. лет, а в позднем плейстоцене
п о ряд ка десятков и первой сотни метров, при скорости около 10—
20 мм/год.
.
П р едп ри няты е .попытки количественного определения колебаний
океанического уровня ( 0 . К. Л еонтьев, В. А. Ш лейников, Р. К. Клиге
и др.) имеют к р а й н е'п р и б л и ж е н н ы й хар а к тер , по существу определяют
только тенденцию к его перемещению. Б о л ее точно и обоснованно вос­
ст а н а вл и в аю т изменение: уровня моря за четвертичное врем я и в совре­
менный этап Р. К- Клиге, .П. А. К аплин, В. А. Ш лейников, Н. И. Н и ко ­
л аев и многие другие. Это имеет значение д ля реконструкции главным
об разо м голоценовых движений.
78
Во время оледенений, когда вода концентрировалась на континен­
тах, о бразуя ледниковы е щиты, уровень М ирового о кеан а п он и ж ался
на 110— 140 м. П осле т а я н и я л едниковы е воды снова поступали в М и ­
ровой океан, повы ш али его уровень. П роисходили эвстатические ко л е­
бания. В н астоящ ее врем я д о казан о, что колеб ан и я океанического
уровня нельзя вы разить одной кривой. Д л я к а ж д о г о отдельного р ай о ­
на, каждого океана она имеет свою специфику [24].
В последние годы с развитием бурения на дне океанов и сейсми­
ческих исследований, новые фактические д ан ны е более определенно
указы ваю т на глобальны е изменения уровня океана. П р и соп оставле­
нии кривых колебан и я уровня океан а дл-я р азн ы х частей З е м л и (при
их существенной разнице) тем не менее в ы я в л я ется о б щ ая зак о н о м ер ­
ность в продолжительности циклов.
.• *
В результате сейсмостратиграфических исследований в глобальн ом
масш табе на протяж ении всего ф ан ерозо я у ст а н а вл и в аю тся циклы
изменения уровня о кеан а трех порядков: д в а ц и к ла первого п о ряд ка
продолжительностью 200— 300 млн. лет, 14 циклов второго п о р яд к а про­
должительностью 10— 80 млн. лет и приблизительно 80 циклов тр етье­
го порядка продолжительностью 1— 10 млн. лет [12]. Б о л ее изучен­
ные глобальны е циклы относительного изменения уровня океан а в т е ­
чение кайнозоя мож но видеть на рис. 21. М етоди ка построения г л о б а л ь ­
ных циклов по данны м корреляции уд ал ен н ы х районов п риведена на
рис. 22. Основой сравнения сл уж и т в р ем я крупных относительных по­
нижений уровня океана. В ы д еляю тся пониж ения: позднемиоценовое
(10,8 млн. лет н а з а д ), предсредне-позднеолигоценовое (30 млн. лет
н азад ), раннеэоценовое (49 млн. лет) и среднепалеоценовое (60 млн.
лет). Некоторы е циклы по сейсмическим д ан ны м не вы д ел яю тся из-за
слишком малой мощности отдельны х слоев. Все имею щ иеся д анны е
сведены на обобщенную кривую изменения уровня океана. О к а з ы в а е т ­
ся, самого высокого п олож ения уровень дости гал в конце позднего
мела (к ам п ан ), когда он был примерно на 350 м выш е современного,
и опускался до самой ниж ней отметки в течение ранней юры, в сред­
нем олигоцене и позднем миоцене соответственно на 150, 250 и 200 м
ниже современного уровня океан а (табл. 3).
С позднего мела наметилось о б щ ее опускание до н аи более низкого
уровня с многочисленными ф луктуаци ям и. П ри этом под глобальны м
высоким уровнем моря П. Р . Вейд и другие понимаю т и нтервал геоло­
гического времени, в течение которого уровень м ор я находился выш е
края ш ельф а в большинстве регионов земного ш а р а. П о д глобальны м
низким уровнем понимается и нтервал времени, в течение которого у р о ­
вень моря р а с п о л аг а л ся н и ж е к р а я ш е л ь ф а в большинстве регионов.
После значительного понижения уровня м оря до какого-либо г л о б а л ь ­
ного низкого уровня обычно р азв и в а етс я крупное м еж р еги онал ьн ое
несогласие. Оно является следствием подводной эрозии и отсутствия
седиментации на ш ель ф ах и окраин ах бассейна, а т а к ж е п р о д о л ж и ­
тельных периодов отсутствия осадконакоп лени я или сдвига седиментационных о б разован ий в глубоководных частях бассейна.
Причины эвстатических колебаний уровня моря в гло бал ьн о м м а с ­
штабе отмечены выше. И з всех ф ак торо в только тектонические и гляциальные процессы п ро д ол ж а л и с ь настолько долго и интенсивно, что
ими можно было бы объяснить многие циклы третьего п о ряд ка и не­
которые циклы второго п орядка, особенно д л я позднего кайнозоя.
Из других причин н азы ва ю т р азн ы е изменения скорости р азд в и га н и я
морского дна, особенности структур подошвенного н ал еган и я вдоль
79
континентальны х ш ельфов; изменение об ъ ем а или возды мание срединно-океанических хребтов, расш ирение Зем л и. И та к , главны е причины
изменения уровня моря первого и частично второго порядка связы ваю т
с геотектоническими процессами. О тдельны е циклы второго и циклы
третьего порядков могут об ъ ясн я ться процессами оледенения. Н а б л ю даем ое быстрое понижение уровня моря к концу циклов третьего по­
р я д к а там , где установлены призн аки оледенения, пока остается необъясненны м. Интересно отметить, что низкие уровни моря, к а к п р а­
вило, соответствуют холодным^
климатическим условиям (по
изотопам кислорода и другим
методам изучения ф аун ы ), а
высокие уровни — теплым. Н а ­
конец, в последнее время при­
чиной циклических колебаний
уровня моря Н. А. Мёрнер н а­
зы вает перестройку геоида, что
нам каж ется весьма веро ят­
ным.
Закон взаимосвязанности
и взаимообусловленности яв­
лений и процессов. К ак извест­
но, закон в ы р а ж а е т определен­
ный порядок причинной, необ­
ходимой и устойчивой связи
м еж д у явлениями или свойст­
вами объектов. П ри этом одни
явлен и я вы зы ваю т определен­
ные изменения других. Т аким
объективно существующим з а ­
коном в геологии является з а ­
кон взаимосвязанности и в за и ­
мообусловленности явлений и
процессов, который необходи-
г>„о, Кривая
Vn „ изменения уровня Мирового
,,
Рис. 21.
океана за последние 65 млн. лет. По П. Р. Вейлу и др.
мо иметь в виду
, : при
^ анализе
сложных объектов изучения
неотектоники.
Рис. 22. К орреляция региональных циклов относительного изменения уровня океана
по четырем континентам и составление осредненного графика глобальных циклов. П о
, ' П. Р. Вейлу и др.
а
80
бассейн
Гипсленд, Австралия; б — Северное море; в — С еверо-Западная Африка; г — бассейн
Сан-Хоакин, Калифорния; <3 — глобальны е циклы
Таблица
3
Глобальные уровни моря и связанные с ними крупные меж региональны е несогласия
в течение позднего кайнозоя. По П. Р. Вейлу, Р. М. М итчелу и С. Томпсону
Основные глобальные понижения
уровня моря
Высокие уровни моря, эпохи
Предпозднеплиоцёновое
и
предплейстоценовое
(3,8.
и 2,8 млн. лет назад)
П редпозднемиоценовое , и
предмессинское (10,8 и 6,6
млн. лет)
Ранне-среднеплиоценовый
Среднемиоценовый
Низкие уровни моря, эпохи
П озднеплиоценовый— ран­
неплейстоценовый
Позднемиоценовый
Средне-позднеолигоценовый
■»
П редсредне-позднеолигаценовое (30 млн. лет)
Поздне-среднеэоценовый
раннеолигоценовый
Ранне-среднеэоценовый
и
Предсреднеэоценовое
(49 млн. лет)
П озднепалеоценовый—-раннеэоценовый
Н а связь и взаимообусловленность природных явлений наиболее
четко в конце прошлого столетия о б рати л внимание геолог-почвовед
В. В. Д окучаев, считавший, что изучение генетических и законом ерны х
связей, взаимодействий м е ж д у яв лениям и, тел ам и и силам и природы
составляет «сущность познания». Эти идеи р азв и в а л и с ь В. И. В е р н а д ­
ским, считавшим себя учеником В. В. Д о к у ч а е в а , Л . С. Бергом ,
В. А. Обручевым, В. Н. С укачевы м, Н. М. С траховы м и многими д р у ­
гими исследователями в разны х об ла стя х геологии и геофизики. Все
интуитивно приходили к необходимости прим енения системного подхода
на разны х слож ны х о б ъ ек т ах изучения. С лож ность п ро яв л яетс я п р еж д е
всего в многофакторности явлений, в невозможности свести их к прос­
тым физическим и химическим процессам, конвергентности, постепен­
ности переходов от одного яв л ен и я к другому.
Все это затруд н яет типизацию , кл асси ф и кац и ю явлений и опред е­
ление их генезиса. П ри м еры сложности, многофакторности природных
явлений, их взаимосвязанности и взаимообусловленности вы явл яю тся
при рассмотрении всех элементов новейшей геодинамики. Н еобходимо
подвести некоторые итоги. П риродны е астрофизические, п лан етарн ы е,
геофизические, петрологические и другие геологические явлен и я о б р а ­
зуют очень слож ную взаимодействую щ ую систему, р азв и ваю щ ую ся на
фоне поступательного и необратимого р азв и ти я во времени, п р и в о д я­
щего к усложнению связей и процессов. Рис. 23 и ллю стрирует закон
взаимосвязи и взаимообусловленности космических, п л ан етарн ы х и р а з ­
личных земных процессов.
Гравитационное взаимодействие Зе м л и и Л ун ы приводит к перио­
дическим изменениям длины суток, скорости вращ ени я, перемещения
траектории оси в ращ ен и я Зем ли, н акл о н а э к в а т о р а к эклиптике. Этот
механизм действует на протяж ении геологической истории и о п р е д е л я ­
ет циклические изменения разли чн ы х в заи м о св язан н ы х и в заи м о об ус­
ловленных процессов и явлений. Так, изменение накл о н а э к в ато р а к
0
З а к . 309
81
У СЛО Ж Н ЕНИ Е
СВЯЗЕЙ ,
П РО Ц ЕССО В
Рис. 23. Графическое
выраж ение
закона
взаимосвязанности и
взаимообусловленно­
сти космических, п ла­
нетарных
и земных
процессов
эклиптике приведет к изменению географической зональности и и зм е­
нениям кл и м ата и его производных — изменению процессов в ы в етр и в а­
ния и денудации, особенностей и интенсивности процессов седи м ента­
ции, явлений р азви тия ж изн и и др. Ритм ичность кл и м ати ческих и зм ен е­
ний приурочена к м акси м ал ьн ы м уклонениям. Л у н ы от Земли. Уход иприход Л уны ведет к изменению п о лож ен ия оси в р ащ ен и я в тел е З е м ­
ли и, к а к следствие, к изменению морфологии геоида, в котором будут
накапливаться нап ряж ени я, в какой-то мере о б у сл ав л и в аю щ и е сейсмич­
ность с ритмически изменяю щ ейся интенсивностью. Н е р ав н о м ер н о е пе­
ремещение оси будет в ы зы в ать периодически действую щ ие п роцессы
орогенеза, отделенные друг от друга 'интервалом времени п орядка
40 млн. лет. Т а к ка к тр аекто ри я оси в р ащ е н щ г в теле З ем л и от цикла
к циклу будет меняться, часть разлом ов, активны х во время одного
цикла, могут стать пассивными в другом. Э ти-циклически и зм ен яю щ и е­
ся процессы будут о т р а ж а т ь с я на изменениях геофизических полей,
теплового потока, строения литосферы , состояния я д р а и мантии. При
изменении р еж им а в ращ ен и я З е м л и будут .происходить изменения по­
люсов магнитного поля. Эти и перечисленные вы ш е в заи м о св язан н ы е
процессы будут обусловливать периодически п роявл яю щ и еся процессы
вулканизма, м а гм ати зм а и процессы ми н ерали зац ии , ведущ ие к в о зн и к­
новению минеральных, в частности, рудных месторождений. К а ж д ы й из
названных процессов п р ед став л яет одну из сторон сложного процесса
геологического р азви тия З е м л и и земной коры. В своем историческом
развитии все они теснейшим об р азом в заи м о св язан ы и в заи м ооб у сл о в ­
лены, что на рис. 23 п о каза н о стрелками. Если ж е учесть, что на эту
систему влияю т и космические процессы, в ы р а ж аю щ и е ся , например, в
периодических изменениях солнечных, электром агнитны х, тепловых и
других явлений, которые будут взаи м од ей ство вать со всеми перечис­
ленными процессами, легко п редставить всю слож н ость изучаю щ ихся
нами явлений. В н астоящ ее в рем я достаточно осознано, что объекты
изучения геологии относятся к большим и сл ож н ы м системам, свой­
ства которых зав и сят от свойств составл яю щ и х ее элем ентов (подси­
стем). У читывая зак он взаи м освязан ности и взаимообусловленности я в ­
лений и процессов наиболее успешное познание неотектоники мож ет
осуществляться лиш ь с позиции применения системного подхода и си ­
стемного ан али за, который позво л яет наиболее полно в ы яви ть много­
образие природных связей в п р ед ел ах ка ж д о го ран га явлений.
Т И П Ы Т ЕК Т О Н И Ч ЕС К И Х Д В И Ж Е Н И И И ИХ П Р О И С Х О Ж Д Е Н И Е
П о существующим ныне п редставлен и ям геологам, геофизикам,
геодезистам и другим специалистам в п рактических и научных целях
приходится вы делять разн ы е типы тектонических движений. О д н ако
зад ач а типизации тектонических д ви ж ени й очень сл о ж н ая . О на до сих
пор не имеет однозначного реш ения и н аходится в стадии обсуждения.
Это объясняется сложностью процессов тектонической ж изн и Земли,
различным смыслом, в к л ад ы в а ем ы м в понятие «тектонические д в и ж е ­
ния», сложностью используемой терминологии. К а к было п о каза н о в
предыдущих р азд ел ах, с момента о б р азо в ан и я З е м л и к а к геологическо­
го тела до настоящ его времени в ее нед р ах п р о д о л ж а ю тся наруш ения
и стремление к установлению равновесного состояния, т. е. в ы р а в н и ­
вание значительных л ате р а л ь н ы х и вер ти кал ьн ы х
неоднородностей,
вы раж аю щ ихся в геохимических, петрологических, металлогенических,
геофизических и тектонических и прочих процессах, наход ящ и х ся под
6*
83
^воздействием гравитационного и ротационного нап ряж ени й и космиче­
с к и х влияний. Все перечисленные процессы ведут к л атерал ьн ы м и вер­
ти к ал ь н ы м перем ещ ениям масс вещества и сопровож даю тся с г л а ж и в а ­
нием разн и цы плотностей, давлений, тем пературы и других параметров
в недрах Земли. Д в и ж е н и я имеют разны й масш таб, скорость и охват
.пространства от локального, регионального до планетарного. Этот ме­
ханизм реали зуется не только в земной коре, литосфере, но охваты ва­
ет, к а к мы видели выше, весь интервал глубин до центра Земли. Кроме
того, сам о тело З ем л и периодически испыты вает деформации, о т р а ж а ю ­
щ иеся на геологических явлениях (трансгрессии, регрессии и др.).
В настоящ ее время тектонические д ви ж ени я классифицирую тся не
по причинам их п орож д аю щ и м , а по следствиям — главнейшим струк­
турным ф ормам, которые ими создаю тся. Это оп равдано тем, что тек­
тонические д ви ж ени я геологического прошлого и настоящ его времени
мы вы н уж ден ы реконструировать по их р езул ь тата м : деформациям,
а н а л и з у ф аций и мощностей, перем ещ ениям береговых линий, интен­
сивности физико-геологических процессов, вы р аж ен и ю в рельефе и т. д.,
а в отношении современных дви ж ени й — по п оказан и ям приборов (н а­
кл о н о м ер о в , д еформом етров, сейсмографов и др.). П ри этом главным
о б р а з о м у ста н а вл и в аетс я кинематика движений. Определение их гене­
зиса всегда вы зы вает затруднения, но к решению этого вопроса обыч­
но п одходят очень упрощенно, не учиты вая сложность и, ка к правило,
многофакторность перемещений земной коры, многообразие м еханиз­
мов, их вы зы ваю щ их. Такой подход з а с т а в л я л выделить столько типов
тектонических движений, сколько сущ ествует порядков структур, что
-мало д ает для науки и практики. К ром е того в пред лагаем ы х класси ­
ф и к ац и ях часто использую тся термины, возникш ие на разных этапах
р азви тия геологической науки и по-разному понимаемые в настоящее
врем я. Н а м и д ел ал и сь попытки д ать ан ал и з ранее предлож енны х схем
и р а зр а б о т а т ь новую [41, 45].
Вслед за Э. Х аар м ан о м многие исследователи (Ван-Беммелен,
Ю. А. Косыгин, С. С. Ш ульц и др.) стали вы делять первичные — глу­
бинные и вторичные — дислокационны е движ ения, являю щ иеся механи­
ческим следствием первых. Ш ироко распространивш ееся мнение о тек­
тонических дви ж ени ях к а к о колебательн ы х перемещ ениях земной ко­
ры, п ервоначально в ы сказанн о е М. В. Л омоносовым, К. А. Головкин■ским, А. Д . О зерским и др., ряду исследователей п редставлялось не­
достаточным, т а к как в них часто объединяю тся явления, существенно
разл и чн ы е по генезису. Е щ е в 1965 г. Н. С. Ш атский писал, что в ко­
л еб ате л ь н ы х д ви ж ен и ях по .существу нал о ж ен ы друг на друга д в и ж е ­
ния разного порядка. Единственный способ р азл о ж и ть их на элем ен ­
т а р н ы е — п ы таться на основании изучения структур искать в ы раж ение
движ ений в чистом виде, .что встречается чрезвычайно редко. Надо
сказать, что д ан н ы е неотектоники даю т в этом отношении неоцени­
мый материал. П ы тая сь разреш и ть эту зад ачу, Н. С. Ш атский у к а з ы ­
вал, что кол еб ател ьн ы е или эпейрогенические движения, которые поз­
ж е н ач ал и н азы ва ть - в олнооб разн о-колебательн ы м и и колеб ательн о­
волновыми, распадаю тся, если выделить их в чистом виде, на три со­
вершенно четкие к а т е г о р и и :, 1) д ви ж ен и я оседания — субседентные,
связан ны е с уплотнением в глубоких оболочках вещ ества Земли, веду­
щие к общ ем у оседанию земной коры; 2) д ви ж ени я поднятия — эмерсионные, часто п р оявл яю щ и еся в чистом виде без предшествующего
геосинклинального р азви тия (в качестве прим ера Н. С. Ш атский при­
водит Азиатский горный п ояс); 3) д ви ж ен и я колебания — ундацион84
ные д ви ж ени я прогибания и поднятия, всегда связан ны е друг с д р у ­
гом, проявляю щ иеся в процессе о б р азо в ан и я геосинклиналей или синклинориев и геоантиклиналей и антиклинориев. Т аким образом , все
три категории связаны с разн ы м и м ех ан изм ам и и составляю т группу
первичных движений. Н. С. Ш атск и м в ы д ел я л а сь и д р у г а я группа —
вторичных — дислокационны х движений, которую он специально не
рассматривал.
.
. '
Говоря о «квазиупругих движ ениях», связан ны х в земной коре с
возникновением или исчезновением больш их н агрузок (например, м а ­
териковы ми оледен ен и ям и ), Н. С. Ш атский понимал, что они н а к л а д ы ­
ваются на другие типы движений, у сл о ж н яю т их, п р и д а в а я им к о л е б а ­
тельный характер. О днако кол еб ан и я — не основное дви ж ени е о п уска­
ния и поднятия, и поэтому термин «колеб ательн ы е д ви ж ени я» в п ри ­
менении к опусканиям Н. С. Ш атский считал неудачным. Р а зн о е по­
нимание колебательны х движ ений в ы зы в ал о у многих исследователей
сомнение в том, что именно они п р ед став л яю т основную ф орму тек то ­
нических движений (Г. Д . А ж гирей, А. В. Пейве, С. С. Ш у л ь ц и д р .).
С расширением наш их знаний о тектонических процессах в стары е
термины стали в к л ад ы в а ть совершенно новое содерж ание. Р а з л и ч н а я
трактовка одних и тех ж е терминов р азн ы м и авторам и, их многочис­
ленность затру д н яю т сопоставление у ж е п р ед лож ен ны х основных к л а с ­
сификаций. К арти на ещ е более у сл о ж н яе т ся в связи с развитием н а ­
ших теоретических представлений, появлением новых понятий и в ы д е­
лением новых типов тектонических движений, таких к а к аркогенез
(Е. В. П а вл о в ски й ), таф рогенез (Э. К р ен к ел ь ), диктиогенез (С. Б у б ­
нов), базогенез (Ф. Ю. Л еви нсон-Л есси н г), а т а к ж е порож ден ны х мобилистическими идеями — эпейрофорез, форогенез, спрединг, субдукция, обдукция и многие другие.
Признано, что д л я объективной х арактери сти ки движ ений н еобхо­
димо описание их к а к по кинематическим (вертикальны е, го р и зо н та л ь ­
ные, плавные, разры вны е, колебательны е, н ап равлен ны е, медленные,
быстрые и д р .), так и по генетическим п ризн ак ам , а т а к ж е по м е х а н и з­
му их проявления, о тр а ж а ю щ е м у с я в возни каю щ и х деф орм аци ях . Т а ­
кое подразделение позволяет д ел ать выводы о причинах и механизм е
движений, назы ваем ы х тектоническими.
О тразить в класси ф и кац и и соотнош ения и в заи м н ое подчинение
процессов, введя п ар ам етр глубины генерации тектонических д в и ж е ­
ний, первоначально попы тался В. Е. Хайн [ 7 7 ] . 'Д а л ь н е й ш е е р азвитие
этих представлений было сделано Н. И. Н и ко л ае вы м [41, 45]. Уточ­
няя глубины заро ж д е н и я тектонических дви ж ени й и обстановку их
возникновения, о казал ось возм ож н ы м выделить группы, категории и
типы движений, которые р ассм атриваю тся ниже.
По иному к типизации тектонических д виж ений в 1967 г. подошел
А. В. Пейве. В основу их подразделен ия он полож ил д в а типа тек то ­
нического течения (движ ен ия) горных масс: 1) пластическое, свойст­
венное глубинным зонам земной коры и мантии, но распространенное
местами и в верхних частях коры, и 2) разры вно-глы бовое течение,
при котором отдельным зонам сильного разд р об л ен ия, тектонического
«скольжения» и м агм атической регенерации свойственно значительное
пластическое течение. Эти зоны могут иметь самы й разны й наклон или
быть горизонтальными. Второй тип — основная ф о рм а перемещения
вещества верхней части земной коры, которому способствует р а зд р о б ­
ленность горных пород. Первы й тип — пластическое течение — особенно
большую роль играет в глубинах земной коры и в верхней мантии.
85
Зон ы «р азлом ов» в м антии с этих позиций следует понимать лишь как
г ради ен тны е зоны скорости пластического течения вещества. О д н ако
в ы делени е у к а зан н ы х д вух типов не о т р а ж а е т всего разн ооб р ази я при­
родны х перемещений в н ед р ах З е м л и и на ее поверхности.
В 1982 г. А. В. П ейве и А. А. С авел ьев расш ирили свои пред­
ставления о тектонических д ви ж ени ях, введя новые типы. Они счита­
ют, что все тектонические д ви ж е н и я в ы р а ж а ю т с я в структурообразовании, р азн ы х м е х ан и зм ах м ассопереноса (путем вязкого или пластиче­
ского течения в твердом состоянии) или перемещении по р азн оам п л и ­
тудным хрупким р азр ы в ам . Эти авторы вы деляю т следующие типы
движ ений: 1) быстрые и длиннопериодные
(в р а м к а х тектонических
э п о х ) ; 2) с меньшей периодичностью
(в р а м к а х тектонических фаз,
тектонических э п и з о д о в ) ; они н а к л ад ы в аю тся д руг на друга; 3) св яза н ­
ные с изостатической компенсацией; 4) дви ж ени я, сопоставимые с про­
долж ител ьн остью извержений, зем летрясений, афтерш оков; 5) с пери­
одичностью собственно упругих колебаний Земли. Однако, как следу­
ет из ск азан н о го ранее, и д анны й перечень не о т р а ж а е т всего разн ооб ­
р а зи я природы перемещений вещ ества в нед рах З е м л и и на ее поверх­
ности.
Таким образом , разн ы е исследователи, в соответствии с необходи­
мостью отрази ть те или иные стороны тектонической жизни Земли,
п одходят к выделению тектонических д виж ений с разн ы х позиций,
к а ж д а я из которых имеет свои основания.
Принципы классификации тектонических движений
Типы тектонических движ ений, выделяемы е по:
1) м етоду изучения и времени проявления — сейсмические, современные, истори­
ческие, молодые или голоценовые, четвертичные или плейстоценовые, неотектонические,
древние, техногенные;
2) преобладаю щ ему направлению движ ения — вертикальные (нисходящие, восхо­
дящ и е), горизонтальны е (надвиговые, сдвиговые, материковый дрейф или перемещение
п л и т );
3) скорости проявления — медленные (вековы е), быстрые (землетрясения, им­
пульсные) ;
4) интенсивности — орогенические (с большими градиентами движ ений), пленогенические (с малыми градиентам и движ ений);
5) реж им у проявления: а) полож ительно направленные, отрицательно направлен­
ные, инверсионные (ритмические, колебательны е), б) обратимые, необратимые, в) ко­
лебательные, вращ ательны е, регматические, дислокационные;
6) вы раж ению в рельефе — аморфогенные (не выраж енные в рельефе), морфо­
генные (вы раж енны е в рельеф е);
7) связи со структурными ф ормами — автономные, зависимые, унаследованные,
налож енные;
8) природе — атектонические, экзотектонические, эндолитогенные (связанные с
уплотнением и пр.), упругие шш квазиэластичные, изостатические, гравитационные,
планетарные, инерционные;
Г
9) глубине проявления if механизму — верхнекоровые, коровые, подкоровые, подмантийные (по В. Е. Х айну); поверхностные, коровые, подкоровые, глубинные, плане­
тарны е (по Н. И Н иколаеву). .
Многие р азн о гл аси я в зн ачительн ой мере проистекают и из разного
понимания сущности тектонических движений. Их определяю т как пере­
мещение м а т е р и а л а коры, п риводящ ее к изменению ее строения
(В. В. Б ел оус о в); ка к перем ещ ения масс, вклю чаю щ ие и движения
земной поверхности (Ю. А. К осы гин); говорят о перемещениях, вы зы ­
в аю щ и х изменения структуры геологических тел не только в пределах
земной коры, но и в верхней мантии (В. А. У н к с о в ); перемещ ениях ве­
щ ества, св язан н ы х с ком плексом сопутствующих процессов, видоизме­
86
няю щих физико-механические и физико-химические свойства вещ ества
(Н. И. Н и к о л ае в). П. Н. Кропоткин, В. Е. Хайн, Н. И. Н и ко л ае в и др.
считают необходимым учиты вать влияни е на тектонические д ви ж ен и я
планетарно-космических ф акто ро в и вы д елять особый тип п л а н е т а р н о ­
тектонических движений. И з-за неоднозначности определения понятия
тектонических движ ений В. В. Белоусов п р ед л а г ает р ас см а тр и в ать в
геотектонике только общ екоровы е и . вну?рикоровы е д ви ж ени я. Т акие
категории движений, к а к глубинные, сверхглубинные к геотектонике не
относятся, а входят в компетенцию геофизики; О д н ако в геофизике с п е ­
циально они не рассм атриваю тся. Геофизические ж е и геохимические
процессы, протекаю щ ие в глубоких недр'ах, к а к мы видели, воздейству­
ют на явления, происходящие во внешних о.болочках Зем л и, в зн а ч и ­
тельной мере определяя н ап ряж ен н о е состояниё, н акопление д е ф о р м а ­
ций, перемещения в тектоносфере, и учиты вать их необходимо.
Таким образом, в геотектонике следует учиты вать перем ещ ения и
деформации вещ ества З ем л и под в л и я н и е м 'р а з л и ч н ы х групп ф акто ров
в их взаимодействии. Очевидно, р ан ее приняты е определения тектони ­
ческих движ ений не о т р а ж а ю т целиком современны е пред ставлен и я и
не удовлетворяю т требован иям п рактики изучения этих дви ж ени й в нео­
тектонике, например в разделе, получивш ем н азв ан и е актуотектоника.
Условия возникновения тектонических движений. Тектонические
движения рассм атр иваю тся к а к р еа кц и я на н ап р яж е н и я в тектоносфере
и в теле Земли, в р езу л ь тате которой проявл яю тся д еф орм аци и . П о ­
следние различны по ам плитудам , длине волны, скоростям р а с п р о с т р а ­
нения, распределению в пространстве и глубине проявления. Они поразному зав и сят от физико-механических свойств деф орм ируем ого м а ­
териала (пластичность, упругость, хрупкость) и сопро вож д аю тся рядом
других процессов и явлений. Т аким образом , поле тектонических н а п р я ­
жений, деформации в разн ы х об ъем ах земной коры и тектонические
д вижения в заи м осв язан ы и п о ро ж д аю т м ногообразие сочетаний, оп ре­
деляю щих в ари ац ии тектонических движений.
С ложность возникновения и некоторые особенности тектонических
движений мож но видеть на модели, представленной на рис. 24, о б ъ ед и ­
няющей упомянутые выш е элементы в систему, св язан ную п р ям ы м и и
обратными связями. Она показы вает, что н ап ряж ен н ое состояние, д е ­
формации и тектонические д ви ж ен и я про явл яю тся в веществе, которым
сложены зем н ая кора и глубокие н едра Зем л и, п р ед став л яю щ и е м а т е ­
риальный носитель. Это могут быть не только геологические т е л а р а з ­
ных размеров, но и вся м асса планеты к а к космического тела.
П ри таком рассмотрении большое зн ачение п риобретаю т свойства
внешней среды, в которой пр оявл яю тся д еф орм аци и , св язан н ы е с ней
поля н апряж ений и тектонические д ви ж ени я. И х изменения о к а зы в а ю т
влияние на физико-механические свойства д еф ормируем ого вещ ества.
Например, модуль упругости пород — п о казател ь , прям о связан ны й с
полем н апряж ений,— зави си т от минерального состава горных пород,
вида нагрузки и ее величины, глубины зал е га н и я , тем пературы и других
факторов.
Источники энергии, зас тав л яю щ е й функционировать р а с с м а т р и в а е ­
мую систему, вклю чаю т три гл авны е группы: св язан н ы е с планетой З е м ­
ля, солнечной системой и с м атери альн ой системой К осмоса (В. И. В е р ­
надский, П. Н. Кропоткин, В. Г. П оляк, А. Риттм ан , П. Н. П аню ков
и др.). Все эти источники энергии, взаим но н ака п л и в аяс ь, создаю т
сложные поля н апряж ений и в ряд е случаев п риводят к возникновению
конвергентности признаков структурны х форм, возни каю щ и х при прояв87
>равитационнзн энергия
Приливы в
твердой Земле
Изменения
радиуса Земли
Ротационная энерп...
Перестройка
эллипсоида
вращения
Прецессионные
колебания
Нутации
Эвагация
полюсов
Н АДРАН ГО ВЫ Е ДВИЖ ЕНИЯ
Планетарные
Космическая
Планетно-'
солчеЧная
Г равигационная,
тепловая внутриатомная
(радиоактивная),
кинетическая —
энергия
вращения Земли,
электромагнитная
Сверхглу­
бинные
Механические
перемещения
Нижняя
мантия
Дилатация,
изменение формы
Верхняя
мантия,
. астеносфера
Дисторсия,
упругие
изменения объема
Дилатансия,
неупругие
изменения объема
Возбужденная
технической
деятельностью
человека
Качественные
преобразования
с изменением
объема
т
1ехногеннзя
• Г ели.ог ённая, ’
гравитационная,
электромагнитная,
* внутриатомная
_
Теллурическая
Ядро
Г равитационная,
электромагнитная,
внутриатомная,
лучистая
С К В О ЗЬ Р А Н ГО В Ы Е ДВИЖЕНИЯ
/
Магматические
(вулканизм)
Тепловая
Энергия
(по уровню заложения)
\
Сейсмические
(землетрясения)
Изостагические
Антиизостатические-.
Упругая
энергия
Г рзвитационная,
упругая энергия
Г лубинные
Консолиди­
рованная
кора
Коровые
Осадочнометаморфи чес кая
оболочка
Поверхност­
ные
Верхняя
часть
осадочной
оболочки
внешние,
экзотектонические,
техногенные
Рис. 24. П ринципиальная модель ус­
ловий перемещения вещества Земли
с выделением
категорий и групп
тектонических движещ щ
лении разны х групп процессов. П оэто м у не всегда у д ается р а зд ел и ть
•собственно тектонические д ви ж е н и я и экзотектонические движ ения.
Энергетический потенциал З ем л и (средняя мощность которого, по
П. Н. Кропоткину и В. Г. П оляку, р а в н а 2;5— 4 , 0 - 1021 Д ж / г о д ) с к л а д ы ­
вается из потенциальной энергии (гр ави тац и о н н ая д и ф ф ер ен ц и а ц и я в е ­
щества Земли, уменьшение ее р ад и у са к а к следствие роста плотности,
влияние космических ф а к т о р о в ) ; внутриатом ной энергии, связан ной с
распадом радиоактивны х элементов в тел е .Земли и поглощ ением ею
потока космического излучения; изменения кинематической энергии в р а ­
щения, обусловленной приливны м трением в твердой З е м л е и ж и д кой
оболочке. Р азл и чн ы е исследователи отдаю т предпочтение р азн ы м источ­
никам энергии в энергетическом б ал ан се и в-п роявлен иях тектонических
процессов, обычно н азы ваем ы х эндогенными.-' Считают, что они вы зван ы
в основном тремя видам и энергии: гравитационной, тепловой (р ади оген ­
ной) и кинетической — м еханической (вр ащ ен ие З е м л и ) . О д н ако отно­
сительное значение этих источников разн ы м и исслед ователям и оц ен и ­
вается неодинаково. Многие, наприм ер, отри цаю т первостепенное з н а ­
чение (хотя это недавно было почти общ еп ри няты м ) радиогенного теп.ла ка к главного источника энергии эндогенных процессов (П. Н. К р о ­
поткин, П. Н. П а н ю к о в ). П р и решении этого спорного вопроса н еобхо­
димо учитывать, что в ходе геологической эволюции З е м л и общий э н е р ­
гетический б ал ан с геологических процессов изменялся. Н е о с л а б е в а ю ­
щее влияние в течение всей истории планеты имели поток космического
излучения и колебания скорости ее в ращ ения.
С лож ны м источником энергии, количественно трудно оцениваемы м,
является система Солнце — планеты. П о д д аетс я учету лиш ь энергия
тяготения и гелиогенная энергия, с в я за н н а я с солнечной радиацией.
З е м л я получает и п ер ер а б а ты в ае т приблизительно 3,3 • 1024 Д ж / г о д с о л ­
нечной лучистой энергии, п р е в р а щ а я ее в тепло, ж и вую силу о рган и зм ов
и химическую энергию огромных масс воды и воздуха, которы е н еп ре­
рывно участвуют в энергетическом взаим одействии м оря и суши, с о з д а ­
вая разн о об рази е экзогенных процессов. Такой энергетический поток на
несколько порядков больш е потока, во зни каю щ его в р е зу л ь тат е работы
силы тяж ести (сж ати я и гравитационной д и ф ф ер ен ц и а ц и и ) и энергии
радиогенного происхождения. В неш няя, гелиогенная энергия, б ла г о д а р я
аккумуляции ее в м и н ерал ах и горных п ородах осадочного п р о и с х о ж ­
дения, мож ет при вы свобождении стать достоянием эндогенных процес­
сов. Идею о биохимических а к к у м у л ято р а х энергии, способных при т е к ­
тонических процессах проникать на значительную глубину и допол н ять
внутреннюю энергию Земли, впервы е в ы с к а за л В. И. Вернадский. П ри
этом периодические изменения солнечной активности о т р а ж а л и с ь на ин­
тенсивности проявления процессов вы ветривания, на геохимических а к ­
кум уляторах энергии, п редставлен и я о которых были выдвинуты
И. В. Беловы м и В. И. Л еб ед ев ы м , что об усл овли вал о периодичность
тектонического развития.
Последним источником энергии яв л яе тся м а т е р и а л ь н а я система
Космоса. О н а вклю чает те ж е виды энергии, что и система С олнце —
планеты, однако изучены они хуж е и пока не поддаю тся количественной
•оценке. Космическая л учи стая энергия и энергия тяготения воздейству­
ют не только на Землю , но и на всю Солнечную систему, поэтому п е р е ­
численные выше источники энергии необходимо р ас см а т р и в ать только
в их взаимодействии.
Из сказанного видна к р а й н яя слож ность природных явлений и у с ­
л о в н о с ть выделения в классической геологии двух групп процессов: э н ­
89
догенных и экзогенных; к а ж д а я из них обусловлена сочетанием и н ал о­
ж ени ем перечисленных вы ш е источников энергии. П ри решении вопроса,,
к а ки е д ви ж е н и я следует н азы ва ть «тектоническими», мы д олж ны о тк а­
з а т ь с я от упрощенного понимания связи их только с эндогенными («внутри зем н ы м и » ) процессами. З д есь необходимы более глубокий комплекс­
ный ан ал и з и системный подход. Л ю б о е перемещ ение вещества, веду­
щ ее к изменениям структурны х форм, изучаемы х в геотектонике, я в л я ­
ется р езул ь татом и нтегрального воздействия р азн ы х источников энер­
гии: внутризем ны х — теллурических, планетны х и космических. Р а з д е ­
л ение процессов на эндогенные и экзогенные, имеющие большое мето­
дическое значение в классической геологии, в новой геологии, исполь­
зую щ ей методологию системного а н а л и за и теорию систем, долж но быть
пересмотрено.
С ледует добавить, что в поверхностных частях литосферы, в поле
взаи м од ей ствия внешних (космических) и внутренних (теллурических)
источников энергии, п р о яв л яю тся внутрипородны е процессы, получив­
шие н азв ан и е эндолитогенных. С ними т а к ж е связан ы движения, вы­
зв ан н ы е изменениями поля н ап р яж е н и й и д еф ор м ац и ям и геологических
тел.
В п оследнее в р ем я все больш ую роль в проявлении геологических
процессов игр ает и н ж ен ерн ая д еятельн ость человека [13, 20. и др.].
С опоставление энергетических оценок д ля тектонических процессов с
тем и мощ ностями, которые достигнуты современной техникой, п о к а зы ­
в а е т соизмеримость этих величин. П о самы м примерным оценкам, д а н ­
ным М. В. Гзовским, о к азы в ается, что мощности длительны х тектониче­
ских (до 106 кВ т) и кратко в рем енн ы х сейсмических (до 10й кВт) про­
цессов в у ч астк ах коры на п лощ ад и 1000 к м 2 соизмеримы с мощностью
электростанц и й (до 107 кВт, на 1969 г.) и яд е р н ы х в з р ы в о в (до 1015кВ т).
С к а за н н о е з а с т а в л я е т уч и ты в ать д еятельн ость человека к а к один из
источников энергии, создаю щ их н ап ряж ен н ое состояние, накопление д е ­
ф орм аци й и пр оявл ен ия движений. П еречисленны е выше источники
энергии слож н о взаимодействую т. В таких условиях техническая д е я ­
тельность человека я в л яе тся дополнительны м кратковременны м внеш ­
н и м — триггерным воздействием на среду, у ж е находящ ую ся в н ап р я ­
ж енн ом и д еф орм и рован ном состоянии. Эти д ви ж ени я получили н а з в а ­
ние т е х н о г е н н ы х .
У к аза н н ы е источники энергии, п риводящ ие вещество Земли или всю
м ассу в н ап ряж ен н о е состояние, о бусловли ваю т деформации. Они могут
в ы р а ж а т ь с я в простых механических перем ещ ениях отдельных блоков,
с о п ро в ож д ать ся изменениями ф о р м ы в виде упругого деформирования
о б ъ ем а (д и л а та ц и я ) или неупругого изменения об ъем а (д илатансия) и,,
наконец, в виде просто упругого изменения о б ъ ем а (дисторсия). Все эти
д еф о р м а ц и и происходят либо без качественны х изменений вещества,
либо сопро вож д аю тся глубокими его изменениями. Н акопление д еф о р ­
м аций п о р о ж д ает перемещ ения, н азы ва ем ы е нами тектоническими дви­
ж ени ям и, из которых иногда в ы д ел я ю т план етарн ы е движения. В итоге
всех этих преобразов-аний,. к а к резу л ь тат проявления тектонических
д вижений, формирую тся различного вида структурные тектонические
ф орм ы разны х разм еров.
Т аким об разо м под тектоническими дви ж ени ям и разн ы м и авторами
понимаю тся структу роо бр азую щ и е перем ещ ения м а т е р и а л а вещества
З ем л и , обусловленны е возникновением н апряж енного состояния и н ако­
пления д еф ор м ац и й (пластических, упругих, хрупких), приводящ ие к
смене ф о рм ы геологических тел, колебаниям поверхности литосферы..
90
И зм енения состояния тектоносферы вы зы ваю тся взаимодействием в
основном трех источников энергии: гравитационной, тепловой (р а д и о ­
активной) и кинетической (вращ ен ие З е м л и ) , а теперь — и все н а р а ­
стаю щей энергией технической деятельности человека. Несомненно,
такое расширенное понимание тектонических дви ж ени й вкл ю чает ген е­
тически различны е группы перемещений, которы е явл яю тся предметом
изучения не только геотектоники, но и астрономии, геодезии и геоф и­
зики.
'
Группы и категории тектонических движений. В аж н ы м критерием
при подразделении дви ж ени й яв л яе т ся их -масштабность, т. е. разм ер ы
территорий, охваченных однозначными перем ещ ениям и, и тем самы м
порядок со здаваем ы х ими структурны х форм. С помощью р азн ы х м ето­
д о в и логических построений в ы деляю тся тектонические д ви ж е н и я р а з ­
ных порядков, связанны е с разн ы м и оболочками Земли.
К аж д о м у уровню за р о ж д е н и я дви ж ени й соответствует своя к а тег о ­
рия тектонических подвиж ек, которые условно нами были н азв ан ы
«ранговыми» (см. рис. 24).
В ы деляется особая груп па движ ений, р азв и ти е которых не связан о
■с определенным глубинным э т а ж о м и которые могут в о зн и кать на р а з ­
ных глубинах. Они обусловлены накоплением н ап р яж е н и й и д е ф о р м а ­
цией любых рангов, пр оявл яю щ и м и ся на разн ы х глубинах. Они условно
были названы «сквозьранговыми» тектоническими д ви ж ен и ям и (н ап р и ­
мер, магматические процессы ). Н апом ним , что м а гм ати зм вкл ю чает р яд
процессов: 1) ф орм и рован ие сам ого р ас п л ав а ; 2) поднятие р а с п л а в а и
внедрение его в земную кору; 3) излияние м агм ы на поверхность. Эти
процессы одновременно и механические, и физико-химические.
Р асс м ат р и в ать м агм у вне связи с п роцессами нап ряж ени й , д в и ж е ­
ний, деформаций и л о кал ьн ы х терм одинам ических условий в недрах
Земли невозможно. Установлено, наприм ер, что в резу л ь тате г р ад и ен т­
ных изменений нап ряж ени й и движ ений вы д ел я ется больш ое количество
тепла, изменяется давление, что ведет к о б разов ан и ю магмы. М а г м а ­
т и з м — одна из форм слож но проявл яю щ и хся тектонических движений,
наравне с явлениями м е там о р ф и зм а и м е тал л о ге н е за способствующих
глубоким качественным изменениям вещ ества и об р азо ван ию ст р у к ту р ­
ных форм. Интересно у к а зан и е Ф. Ю. Л еви нсон-Л есси н га, что поднятие
магмы к земной поверхности св язан о преимущ ественно с проявлением
вертикальных движений. Г ори зонтальн ы е д ви ж е н и я к а к бы не св о й ­
ственны магм атизму. М агм ати зм т а к ж е разн ооб разен , к а к р а з н о о б р а з ­
ны ранговые тектонические дви ж ени я. С м агм ати зм о м св я за н ы п ер ем е­
щения мантийного вещ ества и энергии, в ы зы в аю щ и е плавлени е корового
•субстрата. М а г м а поднимается к поверхности З е м л и в резул ьтате у в е ­
личения давлен ия в магм атическом очаге и в о зр аст а н и я о б ъ ем а в е щ е ­
с т в а при его плавлении. В улкан и зм рассм а т р и в ае тся к а к одна из форм
вертикальных движений вещ ества и тепловой энергии в процессе у с т а ­
новления равновесного состояния в недрах З е м л и (П. И. Токарев,
Ю. П. М асурен ков), поэтому его невозмож но р а с см а тр и в ат ь вне связи
с тектоникой.
Изменение механических свойств и н ап р яж енн ого состояния м а т е ­
рии Земли мож ет привести на лю бом уровне к выделению избыточной
упругой энергии, соп ровож даю щ ейся сейсмичностью и зем летрясен иям и .
Сейсмические (импульсные) д ви ж ен и я п р ояв л яю тся в виде шумов, у л а в ­
ливаемых приборами и возни каю щ и х вследствие потрескивания горных
пород, ощутимых человеком сл аб ы х зем летрясен ий (при магнитуде
.М-1,5) и сильных зем летрясений (вплоть до катастро ф и ч еск их). Во всех
91
сл у ч аях эти д ви ж е н и я сопро вож д аю тся д еф о рм аци ям и с образованием
м елких трещ ин и крупных р азр ы в о в в земной коре и литосфере. Сейс­
мичность мож но р а с см а тр и в ать к а к в ы р а ж ен и е изменений н ап ряж енн о­
го состояния вещ ества и деф орм аций, поро ж д аю щ и х тектонические (в.
данном случае сейсмические, импульсные) движения. Землетрясения
тесно св язан ы с поверхностными тектоническими движ ениям и (около
80 % всей энергии, вы д ел яю щ ей ся при зем летрясениях, приходится на
глубины до 60 км ), а т а к ж е с коровыми и глубинными. Генерируется
сейсмическая энергия обычно р азл о м а м и , которые в таком случае полу­
ч аю т н азв ан и е сейсмогенерирую щ их структур.
К сквозьран говы м д ви ж ен и ям могут быть отнесены изостатические
(к ом пенсационны е) д ви ж ени я, возни каю щ и е в результате установления
равновесного состояния в нед р ах Земли. Источники нарушения р ав н о­
весия могут р ас п о л аг а ть с я на р азн ы х глубинах.
Третьей группой перемещ ений яв л яю тс я п лан етарн ы е движения,
п р ояв л яю щ и еся в тел е п лан еты при слож ном взаимодействии планет­
но-солнечных, космических и теллурических процессов. В чистом виде
они изучаю тся м етодам и астрономии, геодезии и геофизики. Эта группа
движений, т а к ж е н азы ваем ы х тектоническими, является предметом вни­
м ани я и геологов. Космические ф ак то ры о к а зы в аю т воздействие на ряд
процессов в твердой Зем ле; в р езу л ь тате изменяю тся поля упругих н а ­
пряж ений, способствующие д еф о р м а ц и ям и движениям . Условно эти
д ви ж е н и я были н азв ан ы «надранговы ми» и связан ы они с ротационным
реж им ом , влиянием космических ф акторов (солнечная активность, г р а ­
витационное поле Л у н ы и Солнца, изменение гравитационного поля в
солнечной системе и б л и ж а й ш и х частях мирового пространства). Эти
д ви ж ен и я д ействовали на протяж ении всей истории геологического р а з ­
вития З е м л и и в ы р а ж а л и с ь в структуре земной коры и ее рельефе толь­
ко во взаимодействии с другими группами движений. Н адр анговы е дви­
ж е н и я — к а к бы свойство материи планеты. Они не могут быть вы деле­
ны в «чистом» виде и яв л яю тс я автономными. Н а д ра н гов ы е движения
св язан ы с телом Земли, об ла д а ю щ и м большой массой, испытывающим
вращ ение, в котором си ла тяготения п реоб ла д а ет над силами сцепления,
и гравитационное поле, взаимодействую щ ее с гравитационным полем в
солнечной системе и б л и зл е ж а щ и х частях мирового пространства, о к а ­
зы вается сильнее всех других полей. В 1965 г. Б. Л . Л ичков р ассм атри ­
в ал гравитационную перестройку в тектоносфере к а к один из основных
м еханизм ов собственно тектонических движений, в котором постоянно
преодолеваю тся силы сцепления.
К н ад ран говы м д ви ж е н и ям относятся периодически действующие
(два р а з а в д ен ь) п р и л и в ы 'в твердой Земле, возникаю щ ие вследствие
изменения гравитационного поля планеты, взаимодействующего с г р а ­
витационными полями Л ун ы и С олнца. К этой ж е группе движений мо­
ж е т быть отнесено изменение р ад и уса З ем л и и сж ати е слоев, связанное
с процессами гравитации,: создаю щ им и неравномерность тектонических
процессов во времени, в частности изменения угловой скорости в р а щ е ­
ния Земли. Больш ое геологическое значение имеет изменение ее формы,
зав и ся щ ее от перестроек эллипсоида в р ащ е н и я (геоида). В свою очередь
это связан о с явл ен и ям и прецессии, осложненными мелкими кол еб а­
ниями, с периодом о б р ащ е н и я в 18,6 года и с амплитудой в 9—21 дуго­
вых секунд, н азы ваем ы м и нутацией. В этих слож ны х перемещ ениях оси
в р ащ е н и я З е м л и вековые перем ещ ения полюсов имеют исключительное
значение д ля понимания з-акономерностей тектонических процессов во
времени. П ро явл ен и я надран говы х тектонических движений ведут к из­
92
менениям объема Земли, соп р ов о ж д аю щ и м ся изменениями скорости ее
вращения, величины полярного сж ати я, перем ещ ения оси в ращ ения, ic
перестройке геоида и к а к следствие — трансгрессиям и регрессиям в о д ­
ной оболочки, перераспределению масс в коре и мантии Земли, и зм ен е­
ниям напряженного состояния и д еф о р м а ц и ям , связан ны м с ранговыми
и сквозьранговыми тектоническими движ ениям и.
В аж н о подчеркнуть одно св ой ств о. всеэС трех групп тектонических
движений: неравномерность проявлен ия их во времени — пульсации, о т­
раж аю щ ейся в ритмичности всех геологических процессов.
Н а рис. 25 показаны стр ел кам и все В заимодействую щ ие группы
движений. Т акое выделение типов дви ж ени й хотя и условно, вместе стем необходимо, так как, не р асчл ен яя их, трудно понять сущ ность про­
цессов, обобщенно назы ваем ы х нами тектоническими.
Основы системной модели тектонических движений. И так, мы п ри ­
шли к выводу, что обычно используемый термин «тектонические д в и ж е ­
ния» вклю чает д ви ж ени я р азл и чн ы х генетических групп, н азванны х
нами ранговыми, сквозьранговым и и надранговы ми. Р ассм о трев проис­
хождение перемещений, мы сд ел ал и вывод о многофакторности тек т о ­
нических движений и св язан н ы х с ними полей н ап ряж ен и й и д е ф о р м а ­
ций. М ожно выделить ведущ ие группы ф ак то ров (процессов) д л я т е к ­
тонических движ ений и св язанны х с ними полей н ап р яж е н и й и д е ф о р ­
маций (см. рис. 25): планетарно-космические, глобальны е, глобальновнутрикоровые, регионально-локальны е.
Три последние группы ф акторов обусловли ваю т проявление р а н г о ­
вых и сквозьранговых движений. П риведенны й перечень не о к он ч ател ь ­
ный, однако в предлагаем ой группировке он н аи более соответствует
структурным ф ормам и геологическим процессам, изучаемы м в геотек­
тонике. Могут быть назван ы группы ф акторов, которые в значительной
степени определяю тся экзогенными процессами (гравитационной и гелиогенной энергией), в меньшей степени — эндогенными (гр а ви тац и о н ­
ной, тепловой и кинетической энергией, в р ащ ен и ем земного ш а р а ) , а
такж е технической деятельностью человека. К перечисленной группе
факторов относятся быстро изменяю щ иеся поля н ап р яж е н и й и д е ф о р ­
маций, часто не связан ны е с региональны ми структурны ми ф ормами,
которые получили назван ие экзотектонических (изучаю тся гл авны м о б ­
разом в геоморфологии). Д л я них х ар а к тер н ы связь с внешней о болоч­
кой коры, локальность и м а л а я глубина распростран ен ия. О д н ако в а ж ­
но подчеркнуть тесную связь и соподчиненность всех групп факторов,
которые сложно взаимодействую т друг с другом. Ф ак торы крупных по­
рядков проявляю тся на всех более высоких уровнях, из-за чего часто
трудно разграничить экзотектонические д ви ж ени я и собственно тектони ­
ческие разных рангов. Таким образом, при ан ал и зе д виж ений необхо­
димо учитывать масш табность явлений. П ри этом явления, ф у нкциони­
рующие меньшее время, х ар актер и зую тся большей сложностью связей.
Используя представления о тектодинамических системах (поле нап р яж е н и й ^д еф о р м а ц и яч = ь тектонические д ви ж е н и я) и принципы по­
строения системной модели, р а зр а б о та н н ы е П. Н. Н и к о л ае вы м [49 и д р .],
можно построить системную модель тектонических дви ж ени й (см.
рис. 25).
Г раф и к определяет полож ение и соотношение трех выделенных
групп движений, их связь с экзотектоническими д виж ениям и. С р а в н и ­
тельное время функционирования всех групп и н ап рав л ен и е изменения
масштабности движ ений (глубина зар о ж д е н и я и соответственно р а з м е р
93-
Рис. 25. Системная Мо­
дель тектонических дви ­
жений
1 — геодинамическое
звено
модели; 2 — тектодинамическое звено; 3 — материаль­
ный носитель элементов си­
стемы; 4 — условия внешней
среды;
5 — взаимодействие
полей тектонических напря­
ж ений
(Н ),
деформаций
разных объем ов тектоно­
сферы (Д ) и тела Земли,
тектонических
движений
(Т); 6 — направление пото­
ка энергии;
7 — рассеяние
энергии с образованием теп ­
ла;
8 — релаксация напря­
жений; 9 — энергия сейсми­
ческих, магматических, и зо­
статических движений
и площ адь их проявления) соответствуют масш табности образую щ и хся
структурных форм.
В каж дом звене графической системной модели р азн ы е ком понен­
ты, объединенные прямы ми и о братны м и св язям и , начин аю т ф ункциони­
ровать при приложении двух групп источников .энергии. П р оя вл ен и е д ви ­
жений будет х ар а к тер и зо в ать ся многоэтапностью, цикличностью, обус­
ловленными не только пульсирую щим хар а ктер о м поступления энергии
из нижнего звен а системы (над ран говы е движения)', но и поступлением
источников энергии ка ж д о го р а с с м а т р и в а е м о г о 'з в е н а в силу обратны х
связей. Д л я ка ж д о го последующего звен а п р ояв л яется более высокий
ранг пульсации и цикличности, в ы р а ж а ю щ и й с я , в формировании у ро в ­
ней поверхностей вы равн и вани я, речных террас,.циклов седиментогенеза,
эпох усиления и ослаблен и я тектогенеза, периодйчности м а гм а т и з м а и
вулканизма, рудогенеза и т. д., рассм отренны х в 1979 г. В. П. К азар и н овым. С вязь с системами большего м а с ш т а б а в к а ж д о м звен е имеет под­
чиненное значение по отношению к внутренним св язя м р а с с м а т р и в а е ­
мого звена. Это позволяет, к а к у к а зы в а е т П. Н. Н и ко л аев, р а с с м а т р и ­
вать соответствующую систему к а к закры тую , строго огран и чи ваясь
масштабом данного звена.
П ри н ци п иальн ая г раф и ч еск ая систем ная модель тектонических д в и ­
жений п редставляет собой иерархическую лестницу в ы д ел я ем ы х (хотя
и условно) ранговых, сквозьранговы х и над ран говы х движений. П о с л е д ­
няя группа движ ений с в я за н а с тектонической системой (поле н а п р я ж е ­
н и й — д еф ор м аци я — тектонические д в и ж е н и я ), ф ункционирую щ ей в т е ­
ле Земли. Соответствующее звено п ред лагаем ой системной модели нами
названо геодинамической системой, в отличие от четы рех других тектодинамических систем, о т р аж аю щ и х преимущ ественно условия п р о и с х о ж ­
дения движений поверхностных и более глубоких частей земного ш ара.
Не следует заб ы вать, что ф ак то р ы низш их рангов п ро яв л яю тся и
на всех более высоких уровнях. Т ак и м об разо м , количество действую ­
щих процессов на высоких ран гах увеличивается. С переходом на более
высокий уровень о б н ар уж и ваю тся процессы, действие которых у к л а д ы ­
вается в короткий п р ом еж уток времени и в ограниченной части прост­
ранства. В конечном итоге мож но прийти к участк у с наиболее л о к а л ь ­
ным, непостоянным во времени и в пространстве ком плексом процессов,
«работающих» с разной ритмичностью и особенностями пульсаций. Этим,
возможно, объясняется в заи м н ое н ал о ж ен и е тектонических дви ж ени й
разной амплитуды и длины волны с об разов ан ием сл ож н ы х спектров.
Рост количества групп факторов, оп ределяю щ и х функционирование
частных систем с увеличением их ран га, приводит к сл ож н ы м причинноследственным связям, имеющим вероятностны й хар а к тер . Вот почему
при изучении современных движений, п р ед став л яю щ и х систему высшего
ранга, выявление генезиса дви ж ени й происходит в условиях н еоп реде­
ленности и требует использования м а тем атической статистики, к о торая
применяется еще очень редко (Н. П. Есиков, П. Н. Н и к о л ае в и др.).
Кроме того, при ан ал и зе систем низших рангов необходимо освободиться
от излишней «шумовой» информ ации и описывать в ы я вл я ем ы е за к о н о ­
мерности по простой, однозначно д етерм инированной схеме [49].
Типы тектонических движений. П р и х ар а к тер и ст и к е дви ж ени й по
кинематическим, динам ическим п р и зн ак ам и м е хан и зм ам их п р о я в л е ­
ния, о тр аж аю щ и м ся в возни каю щ и х д еф орм аци ях , генезис их в боль­
шинстве случаев остается неясным. Д в и ж е н и я зем ной коры всегда со­
провождаются теми или иными изменениями структуры или условий з а ­
легания перем ещ аю щ ихся горных пород. Л ю б о е взаи м н ое перем ещ ение
95
точ ек земной поверхности или земной коры о зн ачает изменение струк­
туры. В наибольш ей мере критерий генезиса движений отображ ается
при разделени и их по глубине з а л о ж е н и я создаю щ ихся структурных
ф орм к а к р езу л ь тат проявлений движений, что позволяет дел ать вывод
о причинах и м ехан изм ах движ ений, назы ваем ы х нами тектоническими.
П редстав лен и е о глубине зар о ж д е н и я движений, имеющих разный м е­
ханизм, кинематику, генезис и отр аж ен и е в структурах и рельефе, со­
зд а е т с я главны м об р азо м по многочисленным косвенным признакам, в
том числе и геофизическим и сейсмологическим, а т а к ж е по расчетным
физико-химическим, петрологическим и тектонофизическим данным. Эти
п редставлен и я н ахо д ят о тр аж ен и е в некоторых предлож енны х класси­
ф и к а ц и я х движ ений, в которых в ы деляю тся планетарны е, сверхглубин­
ные, глубинные, коровые, поверхностные и внешние движения (В. Е. Х а­
йн, Н. И. Н и к о л а е в ). С лож ны м вопросом явл яется отнесение тех или
иных типов тектонических движений, выделенных ранее, к определен­
ным катего ри ям ранговы х тектонических движений, соответствующих
различны м уровням за р о ж д е н и я движений.
Г л у б и н н ы е д в и ж е н и я охваты ваю т большие ареалы на по­
верхности Зем л и, обусл овли ваю т разви тие крупных и глубинных струк­
турных форм (щиты, массивы, синеклизы, антеклизы, геосинклинали
и д р .). Они в ы зван ы р азн ы м и процессами, связан ны м и с ранговыми,
сквозьран говы м и и н адран говы м и д виж ениям и. О сущности этих процес­
сов известно очень мало и д л я их объяснения выдвинуты различные ги­
потезы [28, 75]. И н огда по логическим сооб р аж ен иям эти движения д е­
л я т на глубинные и сверхглубинные, разграни чить которые можно толь­
ко условно.
С глубинными д ви ж ени ям и св язы в аю т п роскальзы вание оболочки
З е м л и по ядру, п р ед п ол агаем ое в связи с дрейфом магнитного поля
Зем л и , которое рассм а тр и в ае тся к а к р езул ьтат действия сил инерции в
сочетании с неравномерны м уменьшением радиуса Зе м л и (П. Н. К ро­
поткин, Ю. А. Т р ап езн и ков ). Этим механизм ом вместе с возможными
подкоровыми течениями в мантии З ем л и объясняю т некоторые горизон­
тал ь н ы е перем ещ ения в земной коре. А. В. Пейве и другие полагают,
что инерция в р ащ е н и я З ем л и м ож ет в ы зв ать перемещения в виде сколь­
ж ен и я верхних слоев оболочки по более пластичному слою мантии
(астен осф ере). А. Н а д а и отмечает и зап ад н ы й дрейф литосферных плит.
В разли чн ы х кл ас си ф и кац и ях эти д ви ж ен и я получили название эпейро­
ф о р е за (ф о р о г е н е з а ), под которым подразум евается дрейф материков,
а в последнее время п лав ан и е литосферны х плит. Ротационные силы
созд аю т поле напряжений? вл ияю щ ее на формирование первичной т е к ­
тонической делимости литосферы в виде потенциальной системы п лан е­
тарны х глубинных .разломов — линеаментов (п л ан етар н ая трещ ин ова­
тость, по С. С. Ш ульц у и Н. И. Н и к о л ае в у ). О траж ен и ем глубинных
движений яв л яю тс я tTporo уста н а вл и в аем ы е вертикальны е компоненты
движений (восходящ ие и нисходящие п ерем ещ ени я), фиксирующиеся в
геологических разр е зах , сдвиги по крупным р азл ом ам . Явления трещ и­
новатости в горизонтально л е ж а щ и х то л щ ах об ъясняю тся наличием н а ­
пряжений, приводящ и х к горизонтальны м сдвигам в земной коре. Д е й ­
ствия вращ а тел ь н ы х стрессов вносят изменения в располож ение отдель­
ных блоков и глыб. Н а ук а зан н ы х основаниях возникло представление
'о расслоенности литосферы [74]. П о составу, физическим свойствам и
особенностям тектонических движ ений разл и чаю т литопластины и литоблоки, разделенн ы е астенослоями и астенолинзами, характеристика
которых д а в а л а с ь выше. С этих позиций литосфера п редставляет слои­
■96
сто-блоковую структуру земной коры и мантии Земли. Д в и ж е н и е литопластин (проскальзы вание) п ред ставл яется следствием течения горных
масс в астенослоях. Оно неравномерно и п о-разному распределено в р а з ­
резах литосферы разны х областей. Тектоническая расслоенность л и т о сф е­
ры и более глубоких частей недр З е м л и п ро яв л яетс я в неоднородностях
толщ, имеющих разн ы е скорости п рохож ден ия сейсмических волн, которые
могут быть вы явлены на космоснимках [25]. Нер.ав.номерность течения
в астенослоях приводит к деф орм аци и и частичному разруш ен ию литопластин, а т а к ж е к возникновению новых астенослоев. П р о я вл ен и е не
только горизонтальных, но и верти кал ьн ы х ком понентов дви ж ени й в
результате приводит к перем еш иванию корового и мантийного м а т е р и а ­
л а на большую глубину, которое сопрово ж д ается динам ическим и п р ео б ­
разованиями, частичным плавлением и гравитационной д и ф ф ер ен ц и а ц и ­
ей масс. Р я д факторов по звол яет считать, что гори зонтальн ы е перем е­
щения при глубинных д ви ж ени ях столь ж е распространены , к а к и
вертикальные, п р ояв л яясь повсеместно и непрерывно. П ри этом гори­
зонтальны е компоненты скоростей глубинны х д виж ений сор азм ер н ы с
вертикальными компонентами этих скоростей [23].
Среди глубинных д виж ений вы деляю т волновы е (колебательны е,
диктиогенез, ундации, в о л н оо б разн о -к олебател ьн ы е). Они имеют р а з л и ч ­
ную длину волны и неодинаковую верти кал ьн ую амплитуду, что о т р а ­
ж ается на м асш табе созд ав ае м ы х ими глубинных структур. В ы деляю тся
глыбовые (регматические) дви ж ени я, сопро вож д аю щ и еся в е р ти к ал ь н ы ­
ми и горизонтальными перем ещ ениям и с о б разов ан ием глубинных сд ви ­
гов, надвигов планетарного м а сш таба. Д в и ж е н и я о х в аты ва ю т земную
кору и верхнюю мантию. С глубинными дви ж ени ям и, в сочетании с надранговыми, связы ваю т формы первичного тектоген еза (Э. Х а ар м ан ,
Р. В ан -Б ем м ел ен ). Н а к о п л е н н а я при этом п отен ци ал ьн ая энергия р а с ­
ходуется в процессе вторичного тектогенеза, при проявлении коровых и
поверхностных категорий движений. С ю да ж е следует относить в ы д е ­
ленные в 1934 г. глыбовые ск ла д к и Э. А рган а, со зд аю щ и е м ор ф ол оги ­
чески вы раж ен н ы е горные страны, в которых слож н о сочетаю тся сво­
довые и разры вны е структуры. С труктуры, п орож денны е глыбовой с к л а д ­
чатостью, близки к понятию эпи п латф орм ен н ы х орогенных геоструктур­
ных областей. Глубинными д ви ж ен и ям и о б ъ ясн я ю т д еф орм ац и и в виде
крупных структурных форм: п латф орм ы , п одви ж н ы е пояса р азн ы х типов
и особенности ассоциирую щихся с ними крупных элементов рел ьеф а
земной поверхности.
К о р о в ы е д в и ж е н и я в разн ы х кл ас си ф и к ац и ях получили н аи м е­
нования: дислокационны е (Ю. А. К осы гин), общ екоровы е, внутрикоровые, складчаты е и р азры в н ы е (В. В. Б ел о у с о в), складч ато-бл оковы е
(В. Е. Хайн), ундуляции (Э. Х а а р м а н ) и др. К а к у ка зы в ал о с ь выше,
генетически коровые д ви ж ен и я св яза н ы с процессами, протекаю щ ими
в земной коре и ее верхних частях во взаим одействии с подстилаю щ ей
верхней мантией. Н а проявление движ ений в л ияю т ф изико-механические
свойства горных пород. Бол ьш о е значение имеет взаи м одей ствие ко ро­
вых движений с надранговы м и и глубинны ми дви ж ени ям и, на которые
они наклады ваю тся. В основном коровые д ви ж е н и я яв л яю тся пр оизво д ­
ными от глубинных, но функционирую т более короткое время. К оровые
движ ения проявляю тся в о б р азован ии разли чн ы х «коровых» стр у к ту р ­
ных форм: складок, разры вов, их комбинаций, соп ровож д аю щ и хся в о з­
никновением плоскостей ск ал ы в ан и я и р азн о об разн ы х трещин. М е х а ­
низм ф ормирования этих структурны х форм р азн о об р азен и описан в
литературе [77]. С данной категорией движ ений следует св язы в ат ь п о ­
*7
З а к . 309
97
кровные складки Э. А ргана. П о к р о вн ая ск ладчатость мож ет сочетаться
с глыбовой складчатостью , явл яю щ ей ся р езультатом проявления глубин­
ных движений.
П о в е р х н о с т н ы е д в и ж е н и я в озникаю т б лагодаря смеш анно­
му воздействию р азн ы х источников энергии, обусловливаю щ их п ро яв­
ление геологических процессов, которые действую т регионально, л о к а л ь ­
но и на отдельны х небольш их участках. М асш табн ость (глубина, о х в а ­
ты в а е м а я п ло щ ад ь) обр азую щ и хся структурных форм существенно
меньш е и ко леблется в зн ачительн ы х пределах; меньше и время их
функционирования. П оэтом у разграни чить действия эндогенных, эндолитогенных и прочих процессов крайн е трудно. К тому ж е они проте­
каю т на фоне проявления других категорий движений. Д иагностика по­
верхностных дви ж ени й часто спорна и разграни ч ить собственно тектони­
ческие д ви ж ен и я от нетектонических, экзотектонических (внешних) ино­
гда невозможно. Ч а сть рассм а тр и в ае м ы х перемещений в ы зв ан а и нж е­
нерной д еятельностью человека (техногенные д ви ж е н и я). В каж дом
случае этот вопрос требует изучения. Л о к а л и з а ц и я поверхностных и
внешних движ ений часто зав и си т от региональной тектонической струк­
туры и географической зоны. Д в и ж е н и я всех рассм атр иваем ы х рангов
проявл яю тся циклично (ритмично). О д н ако периодичность движений
разн ы х уровней существенно неодинакова.
К категории поверхностных и внешних движений относятся опреде­
л яе м ы е комплексом разн о о б р азн ы х ф акторо в со в р е м е н н ы е д в и ж е ­
н и я . Они п ро яв л яю тся в перем ещ ениях земной поверхности, у л а в л и в а ­
ются инструментальны ми методами и о т р а ж а ю т главны м образом кине­
м а ти к у движений. Знач ител ьн у ю роль в проявлении подобных движений
играю т гидротермические, гидрогеологические процессы и ранее рассмо­
тренные типы, категории и группы движений. Среди современных д ви ­
ж ений больш ое значение имеют быстрые — импульсные движения. С о­
временны е д ви ж е н и я и связан ны е с ними поля нап ряж ени й и д еф о р м а­
ции функционирую т очень короткое врем я (года, десятилетия, столе­
тия) .
С овременные д ви ж ени я, рас см а тр и в ае м ы е в неотектонике, в н а и ­
больш ей степени яв л яю тс я полигенетическими и самы ми сложными для
изучения. Они в м акси м ал ьн о й мере о т р а ж а ю т влияние планетарно-кос­
мических ф акторо в и групп надран говы х и сквозьранговых движений.
И з-за кратковременности ф ункционирования в современных движениях
о т р а ж а ю т с я перем ещ ения и связан ны е с ними н ап ряж ен и я и д еф о р м а­
ции, яв л яю щ и е ся ч астям и взаи м н о н акл ад ы в аю щ и х ся движений других
групп и категорий. П оследние во времени и пространстве проявляются
н еравном ерно и имеют различную масш табность. Поэтому при любом
ан ал и зе системы тектонические д ви ж ени я — поля напряжений-— д еф ор­
мации необходима строгая п р и в язк а их к определенному рангу. Н а п р и ­
мер, сейсмические д ви ж е н и я (сквозьранговая группа) в современных
д ви ж ени ях о т р а ж а ю т функционирование тектодинамических систем р а з ­
ных рангов (см. рис. 25). Схему м ож но р ассм атр и в ать к а к построенную
на генетической основе, кл асси ф и кац и ю групп и категорий движений,
позволяю щ ую проводить ц ел ен ап рав л ен н ы е исследования.
Т а к к а к типы д ви ж ени й реали зую тся в формирую щ ихся структур­
ных ф о р м а х разного пор яд ка, а последние о то б р аж а ю тся на специаль­
ных тектонических к а р тах, возн и кает вопрос — каки е группы, категории
и типы дви ж ени й они о то б р аж а ю т? С оставленные обзорные тектониче­
ские к а р т ы (под редакци ей А. А. Богд ан ова, М. В. М уратова, А. Л. Я н ­
ш ина, А. В. Пейве, В. Е. Х айн а и д р .) д аю т представление в основном
98
о ранговой группе движений (главны м об р азо м коровые, и в меньшей
степени глубинные). Группа н ад ран говы х д виж ений на так и х к а р т а х
совсем не находит отраж ения. Обзорные м елк о м ас ш таб н ы е карты нео­
тектоники, наоборот, п оказы в аю т преимущественно глубинны е и п л а н е ­
тарные группы движений, и в меньшей степени, коровые. Т аким о б р а ­
зом, указанны е тектонические карты д ополняю т друг д ру га и п озволяю т
более детально уста н а вл и в ать законом ерности проявлен ия различны х
типов движений. П р о б л ем а тектонических д ви ж е н и й требует д а л ь н е й ­
шей разработки.
7*
Г лава
II I
М ЕТОДОЛОГИЧЕСКИЕ ОСНОВЫ НЕОТЕКТОНИКИ
И М ЕТО Д Ы И С С Л Е Д О В А Н И Й Н О В ЕЙ Ш И Х СТРУКТУР
И ДВИЖЕНИИ
М Е Т О Д О Л О Г И Ч Е С К И Е О СН О В Ы Н ЕО Т ЕК Т О Н И К И
О
необходимости знания общ их законов природы. Основная зад а
естественных наук — изучение слож н ы х природных процессов. Совре­
м енная н аука о З е м л е расчленена на многочисленные разделы , к а ж д ы й
из которых р ас см а тр и в ае т лиш ь определенную группу явлений и пред­
метов, прим ен яя очень сп ец и али зирован н ы е методы исследований. Н е о ­
тектоника прим еняет широкий арсенал средств и методов, рассчитанных
на изучение отдельных сторон изучаемы х процессов, но и широко ис­
пользует методы общих н ау к и см еж н ы х дисциплин, д л я правильного*
понимания законов р азв и ти я необходимо знание и общих законов при­
роды в целом, основанных на материалистической диалектике.
З а в рем я сущ ествования геотектоники и неотектоники было накоп­
лено огромное количество фактического м а тер и ал а, сделаны различные
эм пирические обобщения. И з у ч а я единичные явления, мы всегда стреми­
лись понять целое. С вязи ж е м е ж д у отдельными элементам и в природемы н аб л ю д ае м в ограниченны х пределах. Н еобходимы логические р а с ­
суж дени я и.об об щ ен н ы е идеи. С ам ы е точные факты , писал А. П. Вино­
градов, н евозмож но и злож ить, не св яза в их идеями или гипотезами.
Там же, где имеют место теоретические построения, исследователь не­
вольно привл екает свои зн ан ия об общих законом ерностях развития
природы. В построениях ученого всегда о т р а ж а ю т с я его идеология, м е ­
тодология, миропонимание. В ы сказы в аем ы е гипотезы не могут сущ е­
ствовать вне философских положений.
В неотектонике, к а к и в других н ауках о Земле, в качестве методо­
логии науки п реж д е всего используется диалектический подход, кото­
рый в ы п олн яет по отношению к естествознанию несколько функций:
1) яв л яе тся основой м ировоззрения ученого, определяя стиль и н ап р ав ­
ленность его мы ш ления; 2) используется к а к конкретный метод анализанаучного зн ан ия и тем самы м д ает возмож ность и збеж ать односторон­
ности в оценке р азли чн ы х'теоретически х представлений; 3) используется
при непосредственном построении конкретной теории.
Принцип актуалйзма! и сравнительно-исторический метод. М етодо­
логической основой исблёдователя я в л яе т ся принцип акту ал й зм а и метод,
аналогий. Н а ч и н а я с середины X V III столетия в разны х странах в ы с ка­
зы ваю тся эволю ционные идеи- о р азвитии ж ивой и неживой природы
(Ж . Бю ффон, М. В. Л омоносов, Д. Геттон, Ч. Л я й е л ь ). Принцип актуал и зм а, т. е. м ето д ’ изучения прошлого З е м л и по ее жизни в настоящ ее
время, широко вошел в употребление с середины XIX в. и стал основ­
ным методом познания -в геологической науке. Б ы л провозглаш ен прин­
цип: н астоящ ее — это ключ к п рош лому (Д. Геттон).
Д а н н ы е современной геологии неопровержимо до казы в аю т необра­
тимость и н аправленность р азв и ти я структуры земной коры, ее релье­
фа, вещ ества, земного ш а р а в целом и необходимость изучения эволю 100
ции геологических процессов. Д о к а за н о , что к а ж д а я геологическая эпоха
была специфична, отлична от других по х ар а к те р у пр оявл ен ия геологических процессов, их количественных и качественны х соотношений. Д л я
познания прошлого с учетом сказан н ого необходимо изучение соврем ен ­
ных геологических явлений и процессов, доступных непосредственному,
всестороннему и вполне объективному н аблю дению и анализу. Н е о т е к ­
тоника и соврем енная геодинамика позво л яю т изучать тектонические
движения в развитии, воздействии р азн о о б р азн ы х ф а к т о р о в на форму
их проявления.
Изучение современных неотектонических процессов и явлений представляет интерес и потому, что оно зам е н я е т в какой-то мере эксперимент. П роизводя м оделирование геологических объектов, мы очень у п р о ­
щаем условия эксперимента и ограничиваем ейри* за д а ч и реш ением о т­
дельных частных вопросов.
В явлениях современности всегда вы я вл я ю тся п оследовательны е
стадии развития, что помогает понять прошло.е и сл уж и т ценным сред ­
ством историко-геологического исследования".
Принцип ак ту а л и з м а в прямом значении, к а к его ф орм ул и ро в ал
Геттон, давно признан недостаточным. По мнению А. Л . Янш ина, в т а ­
ком виде он стал тормозом дальн ей ш его р азв и ти я науки, м еш ает сосре­
доточить внимание на выявлении специфики геологических условий про­
шлого и на исследовании общ его хо д а эволюции в геологии. П о с л е д о ­
вательное применение метода а к т у а л и з м а приводило к крупным ош и б ­
кам, поскольку принцип ак ту а л и з м а неотделим от философских п р е д ­
ставлений униформизма. Советские исследователи прим еняю т этот п р и н ­
цип, у страняя у ка зан н ы е недостатки и р а зв и в а я его сильны е стороны.
Он рассм атривается к а к геологическая ф о р м а сравнительно-историческо­
го метода (Е. В. Ш анцер, Н. М. С трахов и д р .).
Более широким и гибким п ризн ается метод аналогий. Он позволяет
не только реконструировать прошлое, о сущ ествляя ретр осказател ьную
функцию, но и создать модель ож и д аем ого будущего, осущ ествляя п р ед ­
сказательную функцию. Если основываться на потенциальных в о з м о ж ­
ностях метода аналогий, составляю щ его яд ро актуалистического под­
хода, понятной становится ш и ро кая т р а к т о в к а принципа а к т у а л и з м а как
научного метода мысленной реконструкции прош лого и предвидения бу­
дущего на основе ан ал и за современного состояния и учета эволюции
геологических процессов.
Таким образом, метод а к т у а л и з м а в его ш ироком понимании в гео­
тектонических исследованиях вы ступает к а к ф о р м а проявлен ия сход­
ства и различий, специфически л о к а л и зо в а н н а я пространственно-вре­
менным образом. П рименение этого метода зав и си т от его в заи м о д ей ­
ствия с другими методами, к числу которых, например, относится ф и ­
зико-математическое моделирование. Применение метода ан алоги й в
геологических исследованиях с позиций системного подхода при р а с ­
смотрении Зем ли ка к целостного об ъ ек та с тесным взаимодействием ее
основных компонентов яв л яе т ся весьм а эффективным.
Системный подход. И так, сущность метода аналогий осн ован а в
значительной мере на принципе системного подхода, когда изучаемы й
объект рассм атривается к а к некоторая система, в заи м од ей ств ую щ ая с
другими. Именно такой прием д а е т н аи более целостную и нф орм ац ию об
исследуемом объекте. В геологии всегда б ы л а необходимость системных
исследований, т а к к а к р азличны е компоненты лю бого об ъек та явл яю тся
всегда многофакторны ми и взаи м освязан ны м и . Р ассм отрен и е отдельных
компонентов п редполагает изучение их внутренней структуры и их с в я ­
101
зей . Н али ч и е качественно разли чн ы х отношений и взаимодействий в
р а м к а х одного элемента опр ед ел яет необходимость комплексного при­
менения различны х методов, использование достижений других наук
при изучении геологических объектов.
Системный подход ещ е не стал общ епризнанны м методом в геоло­
гии, хотя перспективность такого подхода очевидна. Н о он завоевы вает
все больш е сторонников в геолого-географических науках. В настоящее
в р е м я эти вопросы в геологии пока находятся в стадии разр аботки и
разн ы е авторы по-разному понимаю т системный подход при тож дествен­
ности используемых определений и формулировок. С истема — это сово­
купность, взаи м одей ствие каких-то элементов, образую щ их определен­
ную целостность, единство, организованность. О на о б разует непрерывное
еди нство со средой, во взаи м оотн ош ен и ях с которой и п роявляет свою
целостность. С войства системного об ъек та определяю тся не столько сум­
мой свойств отдельны х элементов, сколько свойствами его структуры.
Л ю б а я система м о ж ет быть рассм отрена к а к элемент более высокого
п о р я д к а . С методологической точки зрения концепция системы, по мне­
нию В. Н. Садовского, Д . Харвей, А. И. У емова и др.— одно из самых
мощ ны х средств ан а л и за слож н ы х явлений, углубл яю щ ее и р азв и ва ю ­
щее д иалекти ко-м атер и ал и сти чески й подход. П рименение системного
подхода св язан о с переносом центра тяж ести исследований на решение
генетических и прогнозных зад ач , с выяснением м ехан изм а природных
процессов, с необходимостью учета м нож ества взаимодействую щ их пе­
рем енны х, участвую щ их в форм и рован ии того или иного явления, с не­
обходи м остью вы яви ть главное, отбросить второстепенное.
П р и системном подходе больш ое внимание уделяется вопросам
и сп ол ьзован и я математики. Такой подход мож ет рассм атр иваться как
.подготовительная ф а з а к созданию м атем атической модели, а в неко­
то ры х сл уч аях и зам ен я ть ее. Система — это модель какого-либо процес­
с а или явления. Свойство системы — п о д р а зд е л ять ся на подсистемы р а з ­
личного ранга, обособленные друг от друга, но соподчиненные, которые
сос тав л яю т системную иерархию. Зн ачен ие ее состоит в том, что она
позво л яет охватить сра зу весь д и а п а зо н возмож ного изучения данного
об ъ е к т а . К а ж д а я вы ш есто я щ ая науч ная система рассм атри в ает изучае­
м ы й об ъект во все более широком объем е и более разносторонне. К а ж ­
д а я н и ж есто я щ ая н ауч н ая система р ас см а т р и в ае т его не только в более
узком объеме, но и более глубоко.
К а ж д о м у природному о б ъекту м о ж ет соответствовать большое коли­
чество моделей, имеющих разл и чн ы е целевые установки. П о зн ав ате л ь ­
н ая си ла модели зави си т от степени ее формализованности, степени чет­
кости целевой установки. У читы вая модельность нашего отраж ен и я дей­
ствительности, и сследователь сам конструирует предмет своего исследо­
вания, о тб ирая лиш ь те свойства, которые его интересуют и необходимы
д л я реш ения поставленной задачи.
В системной модели гл авное — внутренняя связь составляю щ их ее
элементов. П р и их изучении в а ж н о выявить, какие именно элементы,
и л и их группы, и каки м об-разом св я за н ы в специфическую д ля науки
целостность. П ри конструировании системных моделей понятие целост­
ности яв л яе т ся основополагаю щ им. Ц елостность определяется возник­
новением нового интегрального качества (так назы ваем ы х эмержентны х свойств) на к аж д ой ступени иерархической лестницы.
В у к а зан н ы х вы ш е пред ставл ен и ях о многофакторности тектониче­
ских процессов, имеющих различную природу и глубину залож ения,
тек то ни ч еск ая структура какой-либо области литосферы, (для каж д ой
J02
эпохи своего разви тия) п р ед ­
ставляет собой ка к бы и нтер­
ференцию деф орм аций р а з л и ч ­
ного м асш таба, з а х в а т ы в а ю ­
щих разны е объемы земной
коры и связанны х с од новре­
менно протекаю щ ими процес­
сами разной
длительности.
Анализ с и злож енны х позиций
существующих представлений
о механизме ф орм и рован ия
тектонических структур р а з ­
личных схем иерархии тек то ­
нических д еф орм аци й и д в и ­
жений позволил П. Н. Н и к о ­
лаеву построить
системную
модель тектоносферы. К а ж д а я
ступень в этой системной м о­
дели пред ставл яет собой са м о ­
стоятельную систему (подси­
стему) со своим источником
Рис. 26. Алгоритм научных исследований
энергии, особыми и н те гр ал ь ­
ными
физико-механическими
свойствами материального носителя, особыми условиями, в которых п р о ­
текает д еф орм ация, систему, функционирую щ ую определенный о тр езо к
геологического времени, о хв аты вая определенный объем литосферы , д л я
которой было предлож ено н азван ие тектодинамической системы [49,
50]. Б л а г о д а р я ф о рм али зован н ости о п и сан н ая м одель становится р у к о ­
водством к практической деятельности, п о звол я ет реш ать р я д генетиче­
ских вопросов тектоники и и сп ол ьзован а нами при рассмотрении тек т о ­
нических движений.
Структура методов, используемых в неотектонике. В научных ис­
следованиях обычно использую т последовательность приемов, з а п и с а н ­
ных в простейшем алгоритм е (рис. 26). П р и этом учиты вается общееразвитие теоретических п редставлений и влияние научно-технического
прогресса.
К а ж д а я н аука прибегает к помощи большого числа конкретны х ме­
тодов, объединенных в какую -то единую систему. Т ак и е н аборы методов,
и приемов исследования, их сочетания, соподчийение и взаи м одей ствие
составляют структуру методов, разную в р азн ы х дисциплинах. В н еотек­
тонике такой системой явл яю тся три группы в заи м осв язан н ы х методовг
1) получение научной информации; 2) ее о б р аб отка, обобщ ение и со­
ставление ка р т с получением выводов, прогнозов; 3 ) ото б р аж е н и е о б р а ­
ботанной информации. П ри этом неотектоническое ка р т о гр аф и р о ва н и е
рассматривается как один из главнейш их методов неотектоники.
Ш ирокий арсенал методических приемов, используемых в н еотекто­
нике, комплексируется в группы, со ставл яю щ и е определенные наборы*
имеющие свою структуру. С ледовательно, необходимо п равильн о подо­
брать комплекс методов, позволяю щ их у в я зат ь часто противоречивы е
результаты. Особо в аж н о е значение при этом п риобретает группа ко с­
мических и аэрофотографических методов, без которых ни одно и ссле­
дование не мож ет считаться полноценным.
Все рассм атриваем ы е ниж е методы прим еняю тся д л я изучения нео­
тектоники. Однако ка ж д ы й из них имеет определенные границы. Н е к о 103;
Торые из них используются непосредственно при полевых исследованиях,
д ругие п ри в л ек аю тся при ка м ер а л ь н о й об раб о тке материалов; одни ме­
тоды, главны м об разом инструментальны е, применяю тся при изучении
то л ьк о современных движений, другие — более древних (исторических,
молодых, четвертичных и д р .) и т. д. О билие методов часто ведет к сл у ­
чайному обобщ ению их в систему и к произвольному их применению.
П р и этом качество и ценность п олучаемы х р езультатов очень разн ооб­
разны . Ч а щ е всего применение того или иного метода изучения д ля р а з ­
л ичн ы х объектов одного и того ж е рай он а неминуемо приводит к разным
р езу л ь т ата м , часто противоречивым. Это объясняется разны м временем
об р азо в ан и я , различной нап равлен ностью тектонических движений при
форм и рован ии тех или иных объектов изучения, недостатком ф актиче­
ских данных, которыми р а с п о л аг а ет исследователь, слабой р а зр а б о т а н ­
ностью вопросов страти граф и и новейших отложений. В конечном итоге
это приводит к разл и чн о м у пониманию новейших тектонических д ви ж е­
ний земной коры и ее деф орм аций.
Применение той или иной группы методов зави си т от решаемой з а ­
д ачи и целей, которые ст а вя тся перед исследованием, и от х а р а к тер а и
о б ъ е м а и м ею щ е г о с я 'м а т е р и а л а . К а ж д а я из этих групп вклю чает иногда
очень больш ое количество частны х методов и приемов исследования,
которы е н евозм ож н о перечислить и которые описываю тся в специальных
руководствах.
Во и зб е ж ан и е одностороннего подхода необходимо применять к о м ­
п л е к с н ы й м е т о д (сопряж енны й) [40]. Только сопряж енное исполь­
зование р азн ы х методов позво л яет у в я за т ь противоречивые взгляды по
вопросу пр оявл ен ия новейших тектонических д виж ений земной коры и
ее д еф орм аци й . К омплексны й метод н ел ьзя понимать к а к механическое
сочетание описываемы х н иж е методик. Он д олж ен иметь свою струк­
туру и основы ваться на применении системного подхода с учетом в з а и ­
мообусловленности и слож ности геодинамических процессов, их много­
ф акторности, вы деления однородных, целостностных явлений, в заи м о ­
действие которых п о р о ж д ает новые качеств а (эм ерж ен тность). П р и м е­
нение системного подхода з а с т а в л я е т более конкретно формулировать
з а д а ч и исследований, в ы я в л я т ь генезис изучаемы х явлений, их иерар­
хию. Системное представлен и е об о бъекте приводит к необходимости
со зд ан и я разл и чн ы х геодинамических моделей, построения тектодинам и­
ческих систем.
Д ан н ы е, свидетельствую щ ие о проявлении неотектоники, имеются
в лю бом районе. О д н ако правильны й вывод м ож но сделать только учи­
т ы ва я весь ком плекс ф акторов, ук а зы в аю щ и х на интенсивность и н а ­
п равлен ность тектонических движений, которые будут различны в о б ­
л а с т я х с разн ы м тектоническим реж им ом. Все методы, приемы исследо­
ваний, входящ ие в т р у п п у методов, используемых д л я изучения в ы я в ­
л яю щ и х ся целостных систем, д о л ж н ы быть органически связаны друг
с другом.
П утем ком пл екси р овани я разли чн ы х методов вы являю тся движения
р азн ы х порядков, отличаю щ ихся по интенсивности, направленности и
реж иму, и тектонические структуры. О д н ако эти структурны е формы
р ас см а т р и в аю тс я по возмож ности в четырех измерениях, что достигается
применением структурно-геоморфологических, геофизических и истори­
ко-геологических методов исследования. Таким образом, все многочис­
ленны е п р изн ак и неотектонических движ ений правильно могут быть
поняты только при их сравнительном ан ал и зе и учете ран га тектониче­
ских систем, времени их проявлен ия и функционирования. Структуру и
104
М ЕТ О Д Ы О Б Р А Б О Т К И
КО Н КРЕТИ ЗА Ц И Я
ЗА Д А Ч
ИНФОРМ АЦИИ
И И С С Л ЕД О ВА Н И Й
(п остан овка и ф ормулировка-задач
в соответствии с целью исследований и м асш табо м работ)
Систематизация,
О бработка
классиф икация
лабораторных и
собранной информации
“Г
аналитических данных
Уточнение
ранее
полученных-Данных в
▼
Выделение
целостных
систем
Уточнение ранее
составленных карт
и построение карт
Обработка
\ 1/
инструментальных
данных
Анализ
аэрофотослим к о в .
М орф ом етрических,
М орф ологических,
Г еологических,
Обобщ ение в н у т р и -
Г еом орф ологических,
Палеограф ических,
Б атим етрических
вы д ел яе м ы х кл ассо в явлений
\
✓
Вероятн остн о ­
Логи чески м и методами
(вы явл ен и е общего,
типичного, отбрасывание
второстепенного!
Картограф ические
методы
аналитическим и методами
(с применением
(ам п ли туд ы движений,
м атем ати ческо го аппарата,
контрастности и пр.)
Э В М , оценка точности,
достоверности)
СО П О СТАВЛЕН И Е Д АН НЫ Х, С О С ТА ВЛ ЕН И Е
КАРТ
Н ЕО ТЕКТ О Н И КИ
И П РО И ЗВО Д Н Ы Х
КАРТ
I
_▼
ОБЩ ИЙ
АНАЛИЗ
I
▼
ВЫ ЯВЛЕН И Е ТИПОВ
ИХ
И ЗА КО Н О М ЕРН О С ТЕЙ Т ЕК Т О Н И Ч Е С К И Х
ГЕО Д И Н А М И КИ , РА ЗВ И Т И Я С Т РУ К Т У РН Ы Х
Ф О РМ , М Е Х А Н И З М А
Д ВИ Ж ЕНИЙ ,
ИХ О БРАЗО ВАН И Я
I
▼
ОБЩ ИЙ
СИ НТЕЗ
I
П РО ГН О З
Рис. 28. О бработка информации и синтез получаемых данных
содержание неотектонических исследований м ож но видеть на обобщен*
ных графиках. М етоды получения предварительной, полевой и л а б о р а ­
торной информации представлены на рис. 27 (см. в к л а д к у ). С од е рж ан и е
камеральной обработки полученных д ан ны х и их синтез д ан ы на рис. 28,
Конечными р езул ь татам и являю тся: 1) граф ические м атер и ал ы , со­
ответствующие поставленным з а д а ч а м (к арты неотектоники — общие,
производные, прогнозные и, при необходимости, вспомогательны е; про­
фили, колонки, блок -д иагр ам м ы и д р .); 2 ) р езул ь таты статистической
обработки полевых, л аб о р ато р н ы х и ка м ер а л ь н ы х м а тер и ал о в (д и а г р а м ­
мы трещин, линеаментов; д еш и ф ри ро ван и е космических и аэ р оф ото­
снимков; фотографии и п р.); 3) описание п оставленных зад ач , использо­
ванный фактический м атер и ал , методы работы с у к а з а н и е м новых п од ­
ходов, результаты комплексного ан ал и за, ф орм ул и ро в ку теоретических
и практических выводов; 4) вопросы прогноза и внедрения р езу л ьтато в
исследований.
В н астоящ ее врем я д о к а з а н а тесная генетическая с в язь новейших
тектонических д виж ений с геологическим строением и разли чн ы м и
структурными ф орм ам и земной коры. П оследние очень часто о п р е д е л я ­
ют не только н ап равл ен ие новейших движений, но и их п р остран ствен ­
ные соотношения, а т а к ж е степень их унаследованности. З н ач ен и е о б ­
щей тектонической структуры с к азы в а ется в о б л а стя х к а к интенсивного,
105
т а к и слабого проявления неотектоники. П оэтому д ля выявления и по­
н и м ан и я новейшей тектоники необходимо обстоятельно ознакомиться с
общ ей тектонической структурой, тенденцией ее разви тия и выявленные
д ан н ы е по неотектонике сопоставить с общей направленностью развития
более древних структурны х форм. Только после этого можно делать
окончательны й вывод о х а р а к т е р е и особенностях новейшей тектоники и
прогноз их дальн ей ш его проявления. Такой историко-геологический под­
ход яв л яе тся одной из в аж н ей ш и х особенностей методики изучения нео­
тектоники. Новейш ие д ви ж ен и я и созд ав аем ы е ими структурные формы
д о л ж н ы р ас см а тр и в ать ся в историческом аспекте. Н и ж е д ается краткое
■описание главнейш их методов, используемых в неотектонике.
К А РТ О ГРА Ф И Ч Е С К И Й М Е Т О Д В Н ЕО Т ЕК Т О Н И К Е
И Р Е Ш А ЕМ Ы Е О БЩ И Е ЗА Д А Ч И
Роль картографических методов в неотектонике. В настоящ ее время
к а рты — одно из главны х средств познания в р азны х науках о Земле,
в том числе и в неотектонике. Впервые в 1931 г. на значение карто гра­
фического и зо б р а ж ен и я в геологии о брати л внимание Е. В. Милановский. П о его мнению, при изучении какого-либо района следует состав­
л я т ь р яд п ар ал л ел ь н ы х карт, построенных на основании разны х при­
зн ако в и освещ аю щ и х его с различны х точек зрения. В р яд ли следует
д о казы в ать , что гр аф и ч еск ая методика в н ауках играет исключительно
в а ж н у ю роль. Г рафический метод яв л яе тся средством экономичного и
н агл яд н о го в ы р а ж ен и я резу л ьтатов исследования, о то б р аж а я разнооб­
р а з н ы е свойства, признаки, качественны е и количественные х арактер и ­
стики предметов и явлений. К арты яв л яю тся не только способом и зобра­
жени я результатов работы, но и особым методом ан ал и за, который как
самостоятельны й метод в научно-исследовательской работе еще недо­
статочно осознан. П о зж е, в 1948 г. К. А. С ал и щ ев отметил, что геогра­
ф и чески е к а р ты с л у ж а т специалисту действенным средством установле­
н ия новых законом ерностей в разм ещ ени и и взаимодействии явлений,
изучения их п ространственных в заи м о св язей и прогноза. Возникло поня­
тие « картограф и чески й метод изучения и исследования действительно­
сти».
Считают, что картограф и чески й метод является таким ж е общим
методом исследования, к а к математический, логический, кибернетиче­
ский или геофизический и др. (см. рис. 1). Его рассм атр иваю т ка к уни­
версальны й и «сквозной» метод д л я всех разд елов геологии, геофизики,
геохимии, географии (К. К .'М а р к о в , А. М. Б е р л я н т ). Картографический
м етод стал основным методом и в неотектонике. Д л я ан ал и за кар т ста­
ли широко применяться- приемы м атематической статистики. Найдены
возмож ности представить Многие явления, и зображ ен н ы е на картах, в
виде м а тем атических моделей. В п ракти ке модель понимается широко,
к а к условный о б раз какого-либо явлен и я или процесса. С ам а возм ож ­
ность использования карты в качестве средства исследования залож ена
в представлении, что она яв л яе тся моделью действительности. В карто­
графическом методе исследования р азл и ч а ю т две стороны: 1) создание,
•составление самих карт, р а з р а б о т к а методики и 2) использование карт,
и сследование по картам .
К а р т а к а к модель о б л а д а е т высокими информационными свойства­
ми. И н ф о р м а ц и я опред ел яется не только специальной «нагрузкой» к а р ­
ты, но про явл яется и в скрытом виде через отношения м еж д у изобра­
ж а е м ы м и явл ен и ям и (взаимосвязь, зависимость, структура, положение
•106
и т. п.). Происходит к а к бы «прирост» информ ации. Т аким образом*
карта служ и т в аж н ы м средством получения новых знаний.
При помощи картограф ических моделей в неотектонике и соврем ен ­
ной геодинамике могут реш аться следую щ ие заДачи: 1) описание и р а й ­
онирование (членение) территории по о д н о м у .и л и нескольким п р и з н а ­
кам; 2) получение количественных п о к аза тел ей какого-либо явл ен и я и
характеристик его разм ещ ени я в пространстве; 3) выявление, ан ал и з и
оценка нормальной и аномальной составл яю щ и х в разви тии и р а з м е щ е ­
нии явлений; 4 ) установление и оценка степени взаимного соответствия
и взаимодействия м еж д у двум я или комплексом явлений; 5) изучение
динамики и эволюции отдельных явлений; 6) и нтерпретация и прогноз
закономерностей разм ещ ени я и в заи м о связей явлений во времени и п ро ­
странстве и др.
. *
Существует множество приемов а н а л и за -карт и способов работы
с ней. В н?отектонике в аж н ы приемы и способы а н а л и за карт, п р и м е­
няющиеся д ля изучения ка к отдельно в зя т ы х -к а р т , т а к и серий п а р а л ­
лельных карт, в особенности д л я соп ряж ен ного а н а л и за ка р т разной,
тематики (неотектонические, геоморфологические, геологические, гео ф и ­
зические, сейсмотектонические, сейсмологические и д р.). Такой анализ:
необходим для выяснения в заи м освязей различны х геодинамических я в ­
лений, и зображ ен н ы х на разны х ка р тах , получения синтетических х а ­
рактеристик, вы явления степени и ф ормы ун аследованности в развитии
неоструктурных элементов и др.
При изучении отдельных ка р т в неотектонике используются: 1) ви ­
зуальное описание карты , граф ические построения по карте, к а р т о м е ­
трические определения (площадей, длин, плотностей и др.) и другие
операции; 2) пр еоб р азо ван ие картограф и ческого и зо б р а ж ен и я с со с тав ­
лением производных ка р т неотектоники; 3) р азл о ж е н и е к а р т о г р а ф и ч е ­
ского и зображ ен и я на составл яю щ и е путем применения, наприм ер, м е­
тода декомпозиции и др. П ри проведении этих р аб о т прим еняю тся и з­
мерительные инструменты, простейшие вы числительны е маш ины, ЭВ М
и т. д.
Приемы анализа картографических данных. А н али з к а р т о г р а ф и ч е ­
ских данных мож ет проводиться с применением следую щ их групп п р и е­
мов, при необходимости с использованием автом атических и э л е к т р о н ­
но-вычислительных устройств путем автом ати зи р ов ан н ы х исследований,
позволяющих снимать необходимые д ан ны е с карты, о б р а б а т ы в а т ь их
и представлять результаты [8].
О п и с а н и е — общ еизвестный прием ан ал и за, используемый д л я
изучения по карте неотектонических структур р азн ы х рангов, особенно­
стей их разм ещ ени я и взаимосвязи. Д а е т с я качествен ная х а р а к т е р и с т и ­
ка явлений. При описании идут от общего к частному: с н а ч а л а д аю т
характеристику основных определяю щ их черт, затем детал ьн о а н а л и з и ­
руют отдельные особенности. Н аучн ое описание д о л ж н о отличаться:
1) логичностью, упорядоченностью, последовательностью ; 2) отбором
и систематизацией ф актов; 3) введением в описание элементов с р а в н е ­
ния, аналогий, сопоставления с использованием количественных п о к а з а ­
телей; 4) оценкой описываемы х явлений или процессов с точки зрения
конкретных з а д а ч исследования; 5) четкой форм улировкой выводов и
рекомендаций. В конечном итоге д аетс я интерпретация полученных ре­
зультатов.
Г р а ф и ч е с к и е п р и е м ы ан а л и за к а р т состоят в построении по
ним различного рода профилей, разрезов, совмещ енных профилей (хо­
рошо подчеркивающих, например, поверхности в ы р а в н и в а н и я ), г р а ф и ­
107
ков (для вы явл ени я зависимости м еж д у яв л ен и ям и ), эпюр (совм ещ аю ­
щих на плоскости р азл и чн ы е пространственные п рео б р азов ан и я ), д и а ­
г рам м (линейных, площ адны х, об ъем н ы х), р оз-ди аграм м (передающих
господствующие и подчиненные н ап р ав л ен и я яв л ен и й), блок-диаграмм,
д аю щ и х трехм ерное изображ ение.
Г р а ф о а н а л и т и ч е с к и е п р и е м ы , используемые в картометрии
и морфометрии, пред назначенн ы е д л я измерения по ка р т ам различных
количественных величин (с применением графопостроителей). Эти прие­
мы хорошо р азр а б о т а н ы и широко использую тся и в геоморфологии, и
в неотектонике. По к а р там определяю т в ерти кальн ы е составляющие
д ви ж ени й ; проводят определения длин разл ом ов разн ы х рангов; изме­
ряю т п лощ ад и в пред ел ах различны х изобат, объемы тектонических
структур и т. д. Все это созд ае т б а зу д л я аналитического определения
м орфом етрических п оказа тел ей и коэффициентов, из которых наиболее
употребительны : средн яя высота, средний р а з м а х движений; плотность
(интенсивность) яв л ен и я (эпицентров землетрясений, разлом ов и пр.);
г оризонтальное расчленение поверхности; верти кальн ое расчленение по­
верхности (контрастность д в и ж е н и й ); уклоны (фактические, средние) и
градиенты д виж ений; п о к аза тел и формы, очертаний объектов на карте
и др. В геоморфологии возник р а з д е л — м орф ом етрия (геометрия) релье­
ф а х ар а ктер и зу ю щ и й типы р ел ь еф а земной поверхности, их форму, р а з ­
меры, использование которых облегчает неотектонический анализ.
П р и е м ы м а т е м а т и ч е с к о г о а н а л и з а необходимы д ля со­
зд а н и я пространственных м атем атических моделей явлений, изучаемых
по картам . М ногие процессы, и зо б р а ж а е м ы е на картах, либо связаны
фун кц ион альн ы м и зави си м остям и м е ж д у собой, либо могут быть пред­
ставл ен ы к а к функции пространства и времени. М атематический ап п а­
рат прим еняется д л я аналитического описания процессов и явлений (по­
верхностей) и создан и я пространственной математической модели изу­
чаемого процесса или яв л ен и я и и зо бр аж ен и я этой модели на карте,
д ля чего использую тся приемы теории аппроксимации. Эти приемы хо­
рошо р а зр а б о т а н ы и широко прим еняю тся в геофизике при ан али зе
пространственных законом ерностей и динам ики гравиметрических, м аг­
нитных, тепловых и других полей. И спользую тся эти приемы и в неотек­
тонике.
П р и е м ы м а т е м а т и ч е с к о й с т а т и с т и к и позволяют изу­
чать по к а р т а м пространственные и временные статистические совокуп­
ности, т. е. массовые, качественно однородные м нож ества случайных в е ­
личин или явлений и обр азу ем ы х ими статистических поверхностей. При
этом в м атем атической статистике под «случайными» понимаю т такие
величины и явления, которые з ав и ся т от м нож ества факторов, и су м м ар ­
ный э ф ф ект в заи м од ей ств у я которы х нельзя п р ед ска зать с полной уве­
ренностью. Н а к а р т а х статистические совокупности образую т статисти­
ческие поверхности, и зо б р а ж а е м ы е или изолиниями или к а ртограм ­
мами.
Д л я обобщенной хар актери сти ки статистических рядов, для ан ал и за
и сопоставления нескольких выборок, взяты х с разны х карт, использу­
ются р азл и чн ы е об общ аю щ и е статистики, к которым относятся средние
величины и п о каза тел и р азн ооб р ази я. И з средних величин наиболее
употребительны: мода, медиана, средняя ар и ф м етическая и средняя
взвеш ен н ая ари ф м етическая, а из н аб ора п оказател ей р азн о об рази я с а ­
мые р аспростран ен ны е — р азм ах , среднее квадратическое отклонение,
дисперсия и коэффициент вариации.
108
Д л я характеристики взаи м освязи м е ж д у явлениями, и зо б р а ж ен н ы ­
ми на картах разной тематики, используется корреляционны й ан ал и з —
-один из простых способов оценки ф орм ы и тесной связи. А п п ар ат тео ­
рии корреляции создает основу д л я более тонких видов ан ал и за: регр ес­
сионного, дисперсионного, факторного и компонентного. П ри ем ы м а т е ­
матической статистики н аход ят ш ирокое применение в геологии, сейсмо­
тектонике, сейсмологии и неотектонике. .
П р и е м ы т е о р и и и н ф о р м а ц и и использую тся д ля оценки сте­
пени однородности и взаимного соответствия явлений, и зучаем ы х по
картам. Особенно широко используется ф ун кц ия теории и нф орм ац ии —
энтропия. Энтропией н азы вается сум м а произведений вероятностей р а з ­
личных состояний системы на л огари ф м ы этих вероятностей, в з я т а я с
обратным знаком. Вычисление энтропии позволяет* сос тав л ять с а м о сто я ­
тельные карты, получившие применение в геологии, сейсмотектонике и
неотектонике.
Перечисленные группы приемов в п ракти ке всегд а использую тся в
сочетании друг с другом. П ол уч аем ы е д ан ны е соп оставляю тся с д р у г и ­
ми материалами обработки, с л у ж а т основанием д ля составления д о п о л ­
нительных производных карт, разли чн ы х графиков. Сопоставление и
анализ всех данных позволяю т д ел ат ь выводы о проявлениях тектониче­
ских движений, их природе, м ехан и зм ах ф ор м и ро в ан ия структурны х
форм, их развитии. В соответствии с за д а ч а м и исследований д ел аю тся
прогнозы в отношении н ап р ав л ен ия р азв и ти я геодинамики изучаемой
территории и решения практических задач.
Г Е О Л О Г И Ч Е С К И Е М Е Т О Д Ы И ИХ П Р И М Е Н Е Н И Е
П РИ И ЗУ Ч Е Н И И Н О В Е Й Ш И Х С ТРУ КТУ Р И Д В И Ж Е Н И И
Историко-геологические методы. Д л я понимания истории ф о р м и р о ­
вания новейших тектонических структур необходимо восстановить ход
их развития, связь с более древними структурны ми ф орм ам и , условия
образования различны х по генезису и составу горных пород, а т а к ж е
изучить историю разви тия рельефа. Д л я этого привл екаю тся р азн о о б ­
разные материалы : по ф ац и ал ьн ы м и литологическим изменениям г о р ­
ных пород, их мощностям, стратиграф ической принадлеж ности, смене
фаун и флор, минералого-петрографические, п алеогеограф ические и д р у ­
гие данные.
При ан ал и зе неотектоники п латф орм енн ы х областей широко исполь­
зуется м е т о д изучения р е г и о н а л ь н ы х с т р а т и г р а ф и ч е с к и х
п е р е р ы в о в (Н. С. Ш атский, К. И. Г еренч ук). Он зак л ю ч ае тся в в ы ­
делении крупных стратиграф ических комплексов к а к структурны х я р у ­
сов, разграниченных общими переры вами, о тр аж аю щ и м и крупные этап ы
развития платформы. С равнение палеогеологических ка р т поверхностей
комплексов в виде «денудационных срезов» с учетом ф ац и ал ьны х, гео­
физических и иных данных, сравнительны й ан ал и з этих ка р т и соп остав­
ление их с неотектоническими структурны ми ф орм а м и позво л яю т р а ­
скрыть историю ф орм ирования последних.
Ш ироко используется составление д ля отдельны х стр а т и гр а ф и ч е­
ских подразделений ка р т равн ы х мощностей и фаций. К омплекс таких
карт позволяет выявить области поднятий и погружений, н а п р а в л е н ­
ность и устойчивость тектонических дви ж ени й геологического прошлого;
поведение и историю р азви тия отдельных структурны х форм во времени
и их отраж ение в современном рельеф е и новейшей тектонической стр ук­
туре. Решению поставленных з а д а ч помогает т а к ж е прим еняем ый в т е к ­
109
тонике ф ормационны й метод исследования, заклю чаю щ ий ся в выделе­
нии п арагенезисов пород, изучении их литологического и фациального
с о став а (В. И. Попов, Н. П. Херасков и др.).
Правильно понять закономерности развития новейших тектониче­
ских форм позволяет п р и н ц и п у н а с л е д о в а н н о с т и . Широкое
применение сравнительного историко-геологического анализа помогает
установить черты унаследованности в новейших тектонических структу­
рах, их выражение в рельефе и в структурах более древних, выявить
родоначальные структурные формы.
У наследованность в ы р а ж а е т с я различно: 1) простирание молодых
с к л а д о к до д етал е й повторяет простирания древних структур; 2) асим­
метрия молодых ск л а д о к наследует асимметрию ск ладок погребенного
с к ла д ч ато го ф ун дам ен та; 3) р азл о м ы в молодых ск л а д к а х связаны с
р ас к о л ам и в фундаменте; 4 ) ун аследован н ы м и оказы ваю тся не только
морфологические черты погребенных структурных форм, но и общ ая на­
п равленность тектонических движений, общий структурный план, в ы р а­
ж ени е структур в рельефе. У наследованность — х ар а к т ер н ая черта р а з ­
вития многих неотектонических структур разны х порядков (и мелких,
и круп н ы х). Д л я ун асл ед ов ан н ы х форм характерн о их длительное р а з ­
витие, оцениваемое п родолж ительностью нескольких периодов или эр.
Н а и б о л ее устойчивой унаследованностью отличаются разры вны е дефор­
мации. У наследованны е формы к а к структур, т а к и элементов рельефа
в ы явлены на п л а тф о р м а х разного возраста и в складчаты х зонах, где
они п ро д о л ж а л и р азв и ва ть ся в новейший тектонический этап.
Т аким о бразом , под термином ун асл ед о в ан н ая структура следует
п онимать такие ф ормы р азв и ва ю щ и х ся структур (или тектонических
д ви ж е н и й ), которые действительно повторяют большинство черт морфо­
логии своих структурны х предшественников при длительном и конседиментационном их развитии. При о траж ен ии только одного или немногих
призн аков ро д оначальн ы х структурны х форм нами было предложено го­
ворить не об унаследованны х, а о зависимы х ф о рм ах [41]. П ри таком
толковании становится более понятным в аж н ы й вывод о повсеместном
распространении и постепенном развитии унаследованны х тектониче­
ских черт (Н. С. Ш ат ск и й ). В разн ы е стадии тектонического морфоге­
н еза в о зр о ж д аю тся разли чн ы е черты, свойственные древним родона­
чальны м тектоническим ф орм ам , и этот процесс м ож ет идти как у н ас­
ледованно, т а к и зависимо, приводя к формированию новых структур­
ных признаков и новых структурны х форм. Ф орм а многих новейших
тектонических д еф ор м ац и й определяется глыбовой структурой земной
коры, потенциальной сетью разл ом ов и тектонических швов, отличаю­
щ ихся большим постоянством, которые унаследованно проявляю тся как
в п ла тф о р м а х , т а к и в п одвиж ны х о б ластях земной коры.
В новейших тектонических д ви ж ен и ях выделяю т ф а з ы с к л а д ч а ­
т о с т и и о р о г е н ' е з а . С ледует иметь в виду, что орогенные фазы
зат я г и в аю тс я на многие сотни тысяч лет. Изучение регионального м а ­
те р и а л а показы вает, что .движ ения земной коры проявлялись непрерыв­
но в течение всего новейшего времени: они то усиливались, то осл аб е­
в ал и в соответствии с-особенностями проявления колебательны х д ви ж е­
ний различны х периодов, их интерференцией. Установлено, что процессы
с к л а д к о о б р а з о в а н и я ,'н а к о п л е н и я осадков, об р азо в ан ия гор и впадин
идут одновременно. В. этом отношении оп равды вается принцип непре­
рывности тектонического процесса. С лож ность выделения ф аз обуслов­
л е н а тем, что это понятие разны ми исследователями характеризуется
различно. Вместе с тем эта пробл ем а ак туал ьн а д л я осуществления
110
межрегиональной и глобальной корреляции, что особенно в а ж н о д л я
построения обзорных неотектонических (тектонических) карт. Ч а сто ф а ­
за трактуется к а к синоним терминов «активи зац ия», «эпизодическое
проявление», «кульминация».
Ф аза (в переводе с греческого зн ачит «появление») о т р а ж а е т к а ­
кие-то специфические проявления тектоген еза на границе соответствую­
щих этапов, периодов, циклов. П о см ыслу к-этом у терм ину бли зок д р у ­
гой— «рубеж», который фиксирует появление смены тектонических и
седиментационных реж имов, разл и чн ы е структурны е п реоб разован ия.
Рассматривая в 1984 г. проблем у тектонических ф аз, В . О. С оловьев в ы ­
делил следующие их типы: а) д еф орм аци он ны е (скл ад коо б разован ие,
разломообразование, трещ ин оо б р азован ие и другие структурны е п р ео б ­
разования); б ) седиментационные ф азы , или седиментационно-палеогеографические рубежи, о т о б р аж а ю щ и е п роявлен ие колебател ьн о -тектон и ­
ческих движений; в ) рел ьеф оо б разую щ ие ф а зы — орогенические (горо­
образовательные), ф азы эрозии и др.; г) магм атические, петрологиче­
ские с ф аза м и минерагении, рудогенеза и т. п. К онкретное в ы р а ж ен и е
фаз тектогенеза меняется в зависимости от степени активности тек то­
нических структур. Они пр оявл яю тся или в ф орм е углового несогласия,
или вулкано-плутонической деятельности, или в виде скрытого н есо гл а­
сия, или резкой смены фаций, фиксирую щ их переры в в осадконакоп лении, масш таб которого м ож ет быть очень различны м , в зависим ости от
ритма тектонических движений.
Д а л е е кратко о хар актери зу ем признаки, по которы м мож но у с т а ­
навливать фазы.
1. Н аличие угловых несогласий, которы е распростран ен ы обычно
локально — в окраинных частях депрессий, отсутствуя зач астую в их
осевых зонах,— и различны по интенсивности д а ж е в пред ел ах одной и
той же структуры. Они не всегда могут быть д ати рован ы из-за зн а ч и ­
тельных по п родолж ительности перерывов седиментации. П ри н ято в ы ­
делять местные и региональны е проявления угловы х несогласий. П о ­
следние сопоставляю тся с другими геологическими процессами: м а г м а ­
тизмом, седиментацией, п алеогеограф ическим и изменениями и т. п., что
позволяет про сл еж и вать ф а з ы и в м естах отсутствия угловы х н есо гл а­
сий.
2. Выявление наиболее крупных палеогеограф ических п р е о б р а зо в а ­
ний, которые имеют обычно тектоническую природу, св язан о с т р а н с ­
грессиями и регрессиями, обусловленны ми изменениями морфологии
геоида. Бы ло установлено, что тр ан сгресси ям в геосин кл и нал ях соот­
ветствуют регрессии на континентальны х п лощ ад ях, и наоборот. Эта з а ­
кономерность, известная к а к закон Ога, впоследствии б ы л а зам ен ен а
законом Архангельского, установивш его однозначность дви ж ени й в гео­
синклиналях и на п ла тф о р м а х , где они происходят с некоторым з а п о з ­
данием. Выявилось сущ ествование нескольких п л а н етарн ы х тр ан сг р е с­
сий и регрессий, проявл явш и х ся на одних континентах трансгрессиям и,
а на других — одновременными регрессиями.
Учитывая геоидную эвстазию , о пускания в одних тектонических з о ­
нах могут (или долж ны ) совп адать по времени с в озды м ани ям и других,
поэтому законы Ога и А рхангельского не яв л яю тс я в заи м о и ск л ю ч аю ­
щими, ка к считает В. О. Соловьев.
3.
Перерывы в седиментации с разн о й хронологической п р о д о л ж
тельностью (региональные, кратковременны е, о хв аты ваю щ и е несколько
периодов). Р азл и ч аю т скрытые и откры ты е перерывы. У стан ав л и в ае т ся
111
за к о н о м ер н ая связь м е ж д у продолж ительностью скрытых перерывов на
гран и цах циклов с длительностью сам их циклов. Крупным тектоно-седиментационным ц и к л а м соответствуют п родолж и тельн ы е перерывы в
осадконакоплении, меньшим — небольшие. Д л я позднего кайнозоя в
ряд е районов вы я вл ен а строгая ко р р е ля ц и я стратиграфических рубежей
в су б аэрал ь н ы х и су б ак ва л ь н ы х условиях, и тектонических фаз. В гео­
логических р а з р е з а х перерывы в седиментации располагаю тся в опреде­
ленных участках р а зр е за , фиксируя эпохи тектонической активизации,
составляю щ и е в среднем 20 млн. лет, разделенн ы е периодами относи­
тельного покоя, р авны м и 30 млн. лет. Н али ч и е этих перерывов подтвер­
ж д а е т чередование в истории З е м л и эпох активизации тектогенеза с его
затуханием . У становить ф а зы орогенеза (горообразования) и активность
в ремени их ф орм и ро ван ия пом огает выделение в осадочных сериях от­
дельны х регионов, терригенных компонент с различны м коэффициентом
мономинеральности. О ткры ты е переры вы формирую тся в наземных ус­
ловиях и в ы р а ж е н ы в рельеф е в виде поверхностей выравнивания, кото­
рые будут рассмотрены ниже.
4.
В ы явлени е циклов тектоно-магматических проявлений. В ист
рии З е м л и п о к аза н о д л и те л ь н о е действие однотипного платформенного,
геосинклинального или орогенного м а гм ати з м а с неравномерным разви ­
тием, в ы р а ж а ю щ и м с я в сущ ествовании вулкано-плутонических эпох и
более кратковрем енн ы х тектоно-магматических активизаций. О пределе­
ние абсолютного в о зр а с т а и зверж енны х пород нам ечает существованиестатистических м аксимумов, со вп ад аю щ и х по ряд у районов. В фанерозое установлены : одновременное проявление в планетарном масш табе
фиксируем ых м а гм ати зм ом орогенических ф аз продолжительностью до
3— 5 млн. л е т и разд ел я ю щ и х их интервалов времени, в среднем 15—
25 млн. л ет (М М. Р у би н ш тей н ); п оследовательны е в ариации встречае­
мости офиолитовы х островодуж ных и назем ны х орогенных комплексов,
д ля которых х а р а к т е р н а повторяемость вари ац и й с периодом в 40—
50 млн. лет (К. Б. С еслави н ски й ). С ледствием тектонических п р еобразо­
ваний явл яю тся см ена эндогенных реж имов, а т а к ж е датированны е р а ­
диологическими м етодам и ом олож ени я в докембрийских м етаморфиче­
ских толщ ах. В ы я вл я ю тся аргоновые омолож ения, соответствующие 430,
330 и 150 млн. лет, которые св язы в аю тся с крупнейшими структурными
перестройками на обширных уч аст к ах земной коры (И. А. Загрузин а
и д р .). У читы вая ун аслед ован н ость в разви тии новейшей тектоники, эти
перестройки могут с к а за т ь с я и на позднекайнозойских дви ж ени ях струк­
турных форм.
5.
С м ена тектонических реж имов, отвечаю щ их седиментационно-п
леогеографическим ру б еж а м . О н а о т р а ж а е т с я в н аиболее крупных
структурны х и палеогеограф ических перестройках, а т а к ж е в изменении
состава отложений, ф ац и ал ь н ы х обстановок, тем пов прогибаний и осадконакопления. Эти явлен и я могут одновременно п роявляться на боль­
ших регионах. С ледует учитывать, что при проявлении п родолж и тель­
ных погружений и наличии -устойчивых суб аквальн ы х условий н ачало
ка ж д о го ц икла ( ф а з ы ) м ож ет ф и кси роваться не перерывом, а отл ож е­
нием более грубых и полимиктовы х осадков. Последние выше по р а з ­
резу переходят в тонкие, преимущ ественно мономиктового состава отло­
ж е н и я с вклю чением минералов, сод ер ж ащ и х ся в корах выветривания
на суш е и вы носящ ихся в море при размыве. З а неотектонический этап
достаточно четкие рубеж и н ам ечали сь в смене геосинклинальных ре­
ж и м о в эпигеосинклинал^йы м орогенным или платформенного р еж и м а —
эпи п латф орм ен н ы м орогенным.
112
б.
Комплексный подход. Он в клю чает вы явлени е ф а з орогенеза, а к ­
тивизацию ск ладк о образов ан ия, трансгрессивно-регрессивны е процессы,
перераспределение климатических зон, перерывы в седиментации, оп ре­
деленные типы м а гм ати зм а и формы рельеф а. С опоставление д ан ны х по
результатам изучения ка ж д о го компонента, у ч и ты в ая неполноту гео л о­
гической летописи, позволяет прийти к наиболее п равильн ы м вы вод ам
по выявлению ф а з рубеж ей тектонических эпох. .
П роявление ф аз тектонических дви ж ени й необходимо р а с с м а т р и ­
вать в пространстве и во времени. С мена темпов природных процессов,
отраж аю щ ихся на геологических структурах,-в осадках, рельефе, х а р а к ­
теризуется понятиями цикл, ритм, этап, ф а з а . Уточним в к л ад ы в а ем ы е
в них смысл. В геологии широко используется понятие цикл, которое
трактуется двояко: 1) к а к повторение известных ч е р т р азви тия при его
общем направленном изменении во в р ем е н и ;’’р азли чн ой длительности
(цикл имеет начало, период р азви тия и конец; м ож ет быть законченным
или прерван ны м ); 2) к а к о д и н ак овая длительность разви тия, когда все
циклы мы слятся в виде единой и постоянной системы. Ц икличность —
чередование циклов, пред ставл яю щ их совокупность каких-либо явлений,
процессов, образую щ их последовательны й р я д в течение какого-либо
промежутка времени и объединенных в целостную систему.
Д л я характери сти ки цикличности используют понятия периодично­
сти и ритмичности, у к а зы в аю щ и е порядок сл ед о в ан и я циклов. П о д пе­
риодичностью понимаю т равномерность в повторении циклов, наличие
интервалов м е ж д у какими-либо событиями, явлениями, в ы р а ж ен н ы х в
любых единицах измерения. Ритмичность — это р ав н о м ер н о е и за к о н о ­
мерное чередование, порядок следован и я в развитии какого-либо про­
цесса во времени и в пространстве, его повторение. Н а ч ал ь н ы й момент
ритма вы бирается условно. В отличие от ц икла, ритм не имеет ни н а ч а ­
ла, ни конца.
Наконец, этапность о п ределяется накоплением новых признаков,,
качеств в условиях направленного р азв и ти я циклов (см. неотектонический этап ). Этапность о т р а ж а е т эволю ционное развитие. Это к он кре т­
ный отрезок времени истории Земли. К а ж д ы й цикл р азв и ти я З е м л и от­
р аж а е т определенный исторический этап с только ему свойственным со­
стоянием вещества, структурой, органическим миром. И в этом з а к л ю ­
чается его неповторимость [65].
Д ан ны е неотектоники позволяю т гл у б ж е понять особенности п р о яв ­
лений тектонических движений, их механизм , в рем я ф о рм и р ов ан ия ф аз
и их отраж ен ие в геологических р а з р е з а х и в ф о р м а х рельеф а. Д а в н о
установлено, что крупные ф а зы тектогенеза сл ага ю тся из более мелких,
а последние, в свою очередь, из ещ е более коротких эпизодов, вплоть
до короткопериодических колебаний. Все они явл яю тся отр аж ен ием
сложной волновой природы тектонических процессов.
Изучение неогеновых ф а з К алиф орнии, по д анны м Д ж . Ж и л л ю л и ,
показывает, что п родолж ительность ф азы зн ач ительн о п р ев ы ш ает 1 млн.
лет и что для одного и того ж е рай он а она п р о я в л я л а с ь не в езд е одно­
временно, хотя несогласия говорят о некоторой прерывистости д в и ж е ­
ний (рис. 29). З а 26 млн. л е т вы д ел яется 44 ф азы , которые груп пи ру­
ются в «пучки» со «сгущениями» в центре и « р азреж ен и ем » в н ач ал е и
конце пучка. Ц е н тр аль н ы е сгущ ения соответствуют ф а з а м Г. Ш ти л л е
(ш тирийская I и II, атти ческая и д р .). Н а этом основании С. Н. Бубнов
д ел ает вывод, что ф а зы Г. Ш ти л л е п р ед став л яю т сум му активных эпи ­
зодов в истории З ем л и на фоне непреры вно действую щ их движений.
Длительность ф азы — не абсолютное, а относительное понятие; она оп8
З а к . 309
Фалэ'
'С
Несогласии
Зоны
Периоды
ределяется соотношением н ап ря­
жений и деф орм аций и зависит
Плейстоцен
не только от величины н а п р я ж е ­
1 м п н . лет
ний, но и от хрупкости м атери а­
Uppct PiCC
ла. П оэтому ф а з а не может иметь
В а п а чс ка я
Middle Pico
временного значения. Т аким о б ­
разом, ф азы являю тся не единым
Lowei Pico
Плиоцен
толчком, а суммой следующих
Upper Rppetto
друг за другом разделенны х во
Род анская
=
времени толчков, составляющих
Middie Repetto
вместе активный эпизод в исто­
Low er Repetto
рии Зем ли [58].
^Аттическая:
Изучение ритмичности текто­
т Delmontian
нических движ ений в неотектони­
Mohman
ческий этап позволяет понять их
Штирии- с к з я 11 Z
проявление в геологическом про­
Lmsian
шлом. Среди пульсаций (ритмов)
Rehsian
тектогенеза вы деляю т фазы, подШтирии- г
ф азы , эпизоды и микроэпизоды,
ЕЕ Sauc.estan
ская I
~
разл и чаю щ и еся
пр одол ж и тел ь­
ностью и р езультатам и проявл е­
Zernot ' 'an
< 26 млн. лет
ния (Ю. Г. Леонов, В. Е. Хайн,
Л. А. Р аг о зи н ). Все они приуро­
Рис. 29. Распределение тектонических микчиваются к границам р азн о м а с ­
.роф аз в неогене Калиф орнии и их отнош е­
ш табны х тектоно-седиментационние к ф азам Г. Ш тилле
ных комплексов, имеющих ци­
клическое строение. Ь олее мелкие, короткие ритмы тектоно-магматической активности п р о яв л яю тся в п р о м еж у тк ах м еж д у более крупными
ф аза м и . В геологическом прош лом обычно более четко в ы раж ен ы сл е­
ды т ак и х ф а з тектогенеза, интенсивность которых в прошлом была силь­
нее последую щих. М елки е д ет ал и сгл аж и в аю тс я и восстанавливаю тся
наиболее крупные события. В этом отношении неотектоника дает много
нового д л я познани я м ехан изм а тектонических движений, проявл явш и х­
ся в геологическом прошлом.
П р и м еры вы деления разного типа ф а з тектонических движений в
Тобольском П ри и рты ш ье д аю т графики, составленны е в 1984 г. Л . А. Р а ­
гозиным (рис. 30).
У читы вая ш ирокое р аспростран ен ие в новейших отложениях конти­
нентальны х фаций, во всех сл уч аях д ля ан а л и за неотектоники необхо­
димо умение п равильн о в ы делять генетические типы отложений, в ы я в ­
л ять значение климатических ф акто ро в в их формировании и подробно
р а з р а б а т ы в а т ь страти граф и ю новейших отлож ений [39].
В об ластях аккумуляции, где н ака п л и в аю тся большой мощности
толщ и новейших отложений, необходим ан ал и з результатов бурения и
использование д ан ны х геофизики. Бол ьш ое значение имеет изучение пе­
реходов одних и тех ж е слоев из областей денудации в области акку м у­
ляции с выявлением .согласного или несогласного зал е га н и я их.
Г ранулометрический состав отлож ений служ и т обычно мерилом ин­
тенсивности денудационных- процессов, о тр аж аю щ и х влияние тектониче­
ских движений. О д н ако не вЬегда гранулом етрия пород соответствует
скорости движений, т а к как.степ ен ь грубости отложений м ож ет зависеть
или от особенности накопления м а тер и ал а, происходящего по-разному
у разн ы х генетических типов континентальны х отложений, или может
сл уж и ть ука зан и е м на чисто климатические изменения.
■Пасаденская 25000 лет
114
м
/ гп
м
150
А
Юлигоцён)
миоцен
{Плиоцен;
П'лейстоцен
Рис. 30. Графики проявления неотектонических движений Тобольского П рииртыш ья.
По JL А. Рогозину
А — в олигоцене—неогене; Б ~ в плейстоцене; 0 — уровень вод-ор^здела; 50, 100, 150, 200, 300 —
неотектонические движ ения, м. А — 1, 4, 8 — фазы ; 2, 3, 5,- -6, 7, 9 — подфазы ; 10 — эп и зод . Б:
1—4 — эпизоды ; 5—7 — микроэшгзоды -
М етод вы явления тектонических соотношений отдельны х свит и м е­
ет ограниченное применение в новейших отлож ениях. Ч а щ е всего эти
взаимоотношения уста н а вл и в аю тся на основе дистанционного ан а л и з а
космоснимков и геоморфологических методов, позволяю щ их в ы яви ть
молодые неотектонические р азл ом ы в об ластях денудации. Это мож ет
иллюстрировать ст а в ш ая классической сх ем а В. К. В еб ера д л я сухих
дельт разного возр аста и разломов, вы р а ж ен н ы х в р ел ь еф е Ю ж но й Ф ер ­
ганы [40].
Тектонофизические методы изучения новейших структур и движ е­
ний. П ри изучении новейших структурны х форм широко прим еняю тся
методы тектонофизики: р ас см атри в ается н ап р яж е н н о е состояние м асси ­
вов и трещ иноватость горных пород, что особенно в а ж н о при о п р ед ел е­
нии импульсных сейсмических тектонических движений.
Абсолю тная величина м а кси м ал ь н ы х к а сате ль н ы х н ап ряж ен и й
(тщах), действующих в земной коре, п р ед став л яе т больш ой теоретиче­
ский и практический интерес, но у с та н а в л и в ает с я пока с м алой точно­
стью. Д л я выяснения н ап ряж енн ого состояния зем ной коры использую т
различные методы и данные: измерение д еф о р м а ц и й в горных в ы р а б о т ­
ках, микроструктурный анализ, д ан ны е оптического модели ровани я, а н а ­
лиз градиента скорости тектонических движ ений и др. О д н ако на п р а к ­
тике чащ е всего ориентировка н ап р яж ен и й опред ел яется методом а н а ­
лиза трещ иноватости горных пород и механизм у очагов зем летрясений.
О б разован и е р азры вов сколового типа, с которы ми обычно с в я з ы ­
ваются зем летрясения, возмож но в случае, если касате л ь н ы е н а п р я ж е ­
ния в данном объеме горных пород д ости гаю т пред ела длительной п роч­
ности на ск алы ван и е (рис. 31). Угол с к ал ы в ан и я (а ) зави си т от в е л и ­
чины действия н апряж ений на сколовую прочность пород к а ж д о г о типа.
Он близок ориентировке м акси м ал ь н ы х касате л ь н ы х н апряж ений. В у с ­
ловиях изотропной среды ориентировка соп ряж ен ны х сколов почти со­
впадает с п л ощ ад кам и действия (пунктирны е л ин и и ) м а кси м ал ь н ы х к а ­
сательных нап р яж ени й (а ь ст3) , о б р азу я с ними угол а, величина кото­
рого зависит от свойств горных пород. Л и н и я пересечения этих
площ адок определяет ориентировку оси промеж уточного из главны х
нормальных нап ряж ени й — а 2. Д в е другие оси (о ь Оз) р асп ол агаю тся в
плоскости, перпендикулярной оси о % и совп ад аю т с биссектрисами углов
между трещинами. Н аи б о л ее н агл яд но ориентировка главны х н а п р я ж е ­
ний и зо браж ается на круговых д и а г р а м м а х в стереографической п ро­
екции.
S*
115
Рис. 31. Определение максимальных касательных
напряжений по анализу трещиноватости горных
пород
Рис. 32. Схема определения ориентировки осей
напряжений при помощи стереографической сетки
(о) по двум сопряженным системам скалывания
(б— з). По М. В. Гзовскому
Н а рис. 32 дается пример определения ориентировки осей н а п р я ж е ­
н и й при помощи стереографической сетки ( а ) по двум заданны м соп ря­
ж енны м системам трещ ин ск ал ы в ан и я [14]. Н а схемах б — з показан
графический способ восстановления поля напряжений. С н а ч а л а нано­
сится полож ение двух систем трещин: с падением 45° по азимуту 135°
(п о к а зан а стрелкой / - н а схеме б ); с падением 60° по азимуту 220° (по­
к а з а н а стрелкой 2 на схеме в ) . Пересечение плоскостей у ка зан н ы х со­
п р яж ен н ы х трещ ин (заш три х ованы на схеме г ) определяет положение
оси о2. З а тем строится плоскость (п о ка зан а точками на схеме д ) , перпенди­
к у л я р н а я к оси, и находится биссектриса углов м еж д у двум я плоскостями
трещ ин с к ал ы в ан и я (схема е)-. По направлению смещ ения (стрелки 3 , 4 ) и
величинам углов определяю тся оси р ас тяж е н и я о\ и сж ат и я а 3 (схема ж).
Д а л е е определяю тся н ап равл ен ие н аклон а оси а 3 (схема з) и угол, ко1 16
торый в данном случае равен углу 10° по азим уту 260° (стрел ка 5).
•Описанный метод, широко прим еняю щ ийся в последнее время, усовер­
шенствован и видоизменен О. И. Гущенко и П. Н. Н и колаевы м .
По
методике
кинематического
анализа
структур
разруш ения любой исследуемый геологический объем п ред став л яется
осложненным произвольно ориентированным и ослаблен н ы м и поверхно­
стями различного возр аста и генезиса — трещ инам и всех типов, поверхно­
стями напластования и пр. П од воздействием определенно направленного
поля напряжений по ука зан н ы м ослаблен н ы м поверхностям произойдут
смещения по направлению касательного н ап р яж е н и я (тт а х) на к а ж д о й по­
верхности. Ориентировка касательного н ап р яж е н и я при известных н а ­
правлениях осей главны х н орм альны х н ап ряж ен и й опред ел яется по
формуле, выведенной в соответствии с теорией. Напряженного состояния
О. И. Гущенко и Л . А. Сим:
« 1,з [ ± 2 sin Я[ з — п%2 (ра ± 1)]
. . ,.
______ _
У 4л^ sin* at — 4 n fn 22 (ц„ + 1) + « 2s s in 2- (fxa + 1)2
___ 0
COS pi я — —,
где Pi и p3 углы м еж д у н ап рав л ен и ям и х п (на п л о щ ад к е с н орм ал ь ю п)
и осями н апряж ений о i и о 3 соответственно; a i , ссг, а 3 — углы м еж д у н а ­
правлением нормали п и осями <п, аг, 03; tiu п 2, п з — н ап р ав л я ю щ и е
.косинусы этих у г л о в ;р а= 2 (а 2 — з3) (aj — о2) — 1 — коэф ф ициент Л о д э —
Надаи, характери зую щ и й тип н ап ряж енн ого состояния, все в озм ож н ы е
значения которого заклю чены в пред ел ах -j- 1 > [ ь > — 1.
По этой форм уле строится теоретическая н о м ограм м а, из которой
можно сделать следующие выводы: 1) векторы смещений по всей сово­
купности произвольно ориентированных п л о щ ад о к рас х о д я тся от оси
алгебраически м акси м альн ого сж и м аю щ его н а п р я ж е н и я (а 3) и сходятся
к оси алгебраически минимального сж и м аю щ его н ап р яж е н и я ( a i) ;
2) смена зн ака направлений смещений происходит по плоскостям д е й ­
ствия сг1 и а 3 (плоскости, норм альны е к осям a i и сг3) ; вектор смещ ения
находится в створе угла, образован ного дугами больших кругов, прохо­
дящих через полюс случайно ориентированной поверхности и оси oi
или о3.
С т а т и с т и ч е с к и й а н а л и з т р е щ и н и реконструкция полей
тектонических нап ряж ени й способствует восстановлению ориентировок
осей главны х и нормальны х н ап ряж ен и й путем у становления связи
меж ду ними и направлением преимущественного р азб р о с а в ориентиров­
ках сопряж енны х трещ ин скалы ван и я. Сдвиговое р азруш ен и е разви ва-ется в плоскости, наклоненной под углом менее 45° к н ап равлен ию м а к ­
симального главного н ап р яж е н и я с ж а т и я (о3), т а к к а к д л я некоторых
пород этот угол не постоянен, а зави си т от величины п р и к ла д ы в ае м ы х
нагрузок. По данны м экспериментов, сколовы е трещ ины разв и вал и сь
либо вдоль п лощ адок действия м а кси м ал ь н ы х к а сате ль н ы х н а п р я ж е ­
ний, либо отклонялись от них на угол ск ал ы ван и я.
В современной теории разру ш ен и я установлено, что рас п р о с тр ан е­
ние трещины любого р а з м е р а п одготавли вается об разо в ан ием и ростом
<юлее мелких разры вов и дефектов. П ри разруш ен ии реальн ой неодно­
родности среды важ н о е значение имели бы разм ер ы этих д еф ектов и
микроразрывов и ориентировка их относительно действую щ их н а п р я ж е ­
ний. Формирование магистрального р а зр ы в а м ож ет происходить по-разному. В неподготовленной среде оно затрудн ен о наличием других, иначе
ориентированных разры вов, которые действую т т а к же, к а к скопления
перекрестных дислокаций в к р и сталл ах , повы ш аю щ их прочность мате117
Рис. 33. М етодика выделения сопряж енны х трещин скола и реконструкции осей глав­
ных напряжений. П о П. Н. Н иколаеву
а — м атрица-диаграмм а трещ иноватости;
6 — реконструкция осей напряжений;
в — симметрия
траекторий преимущ ественного разброса ориентировок трещин сопряженны х систем; г — формиро­
вание преимущ ественного разброса; д — асимметрия преимущ ественного разброса и его ориенти­
ровки относительно максимальных касательных напряж ений; 1 — изолинии трещ иноватости и на­
правления преимущ ественного разброса; 2 — максимумы трещиноватости; 3 — системы сопряжен­
ных трещин; 4 — плоскость действия м одальных осей сж атия и растяжения; 5, 6 — направление
преимущ ественного разброса; 7 — р а зб р о с и ориентировка осей напряжений; 8 — область пересече­
ния сопряж енны х систем трещин — выходы преимущ ественной оси напряжений; 9 — траектории
преимущ ественного разброса сопряженны х систем трещин
р и ал а, что п озволило П. Н. Н и ко л ае ву [48] р азр а б о та ть и предлож ить
новую методику восстановления полей тектонических напряжений.
М ак си м у м ы трещ иноватости д ля д и агр ам м ы -м атри ц ы (рис. 33,а )
в ы р а ж ен ы асимметрично. Н а ней стрел кам и показано направление м а к ­
симальной асимметрии. П ракти чески во всех случ аях вы деляю тся такие
м аксим ум ы трещ иноватости, у которых оси асимметрии в пределах
ошибки построения . д и а гр ам м ы попарно симметричны друг другу
(рис. 33,6, в). Автор метода п оказы вает, что выделенны е пары систем
трещин, х арактери зую щ и хся симметричным разбросом ориентировок,
возникли в р езу л ь т ате действия одного поля тектонических напряжений,
т. е. яв л яю тся с о п р яж ен н ы м и .'У с т ан ав л и в ает ся, что р азброс в ориенти­
ровке трещин к а ж д о й данной системы, помимо случайной составляющей,
несет информ ацию и о самом процессе трещ инообразования, т. е. п р еж ­
д е всего о х ар а к т е р е н ап ряж енн ого состояния в процессе деформации.
В еличина у гл а ск ал ы в ан и я ' а изменяется в процессе тр ещ и н оо б разов а­
ния (рис. 33, г, д) , в ы зы в ая разб ро с в ориентировке трещин. Н аиболее
в ер о ятн ая ориентировка (м аксимум на д и а гр а м м е трещ иноватости) со­
ответствует средним условиям (давление, тем пература, состав горных
пород и их физико-механические св о й ств а), которые действовали в мо118
Рис. 34. М еханизм очагов землетрясений
мент ф ормирования трещин. М ак си м ал ь н о в о з м о ж н а я величина р а з б р о ­
са определяется положением п л о щ ад о к действия м а кси м ал ь н ы х к а с а ­
тельных нап ряж ени й ТшахИтак, развитие трещ ин происходит в условиях динам ического поля
напряжений, что приводит к форм и рован ию законом ерного р азб р о с а в
их ориентировке. Н а основании ан а л и за р азб р о са в 'м а к с и м у м а х т р е щ и ­
новатости мож но определить не только сопряж енность систем трещин,
но и нап равлен ие действия главны х н орм альны х н ап р яж е н и й и н аи м е­
нование осей. Н а рис. 3 3 ,6 п о казан способ п рактического восстан о в л е­
ния ориентировки главны х н орм альны х н ап ряж ен и й на основе а н а л и за
разброса в за м ер ах ориентировки трещин. А н али з ориентировки осей
главных нормальны х н ап р яж ен и й с помощ ью предлож енной П. Н. Н и ­
колаевым методики позволяет сд ел ат ь определенные выводы об и з м е ­
нении напряженного состояния в процессе д еф о рм ац и и и так им образом
проследить особенности р азв и ти я тектонических д еф орм ац и й во в р е ­
мени.
Определение м акси м ал ьн ы х касательн ы х н ап р яж ени й ( т т а х ) п р о и з­
водится и по а н а л и з у м е х а н и з м а о ч а г о в з е м л е т р я с е н и й
(рис. 34). Этот метод основывается на рассмотрении х а р а к т е р а н а п р а в ­
ленности излучения продольных, поперечных и поверхностных волн,
сопровождающих землетрясение. Н аиб о л ее распростран ен ы две модели
очага (рис. 34, а — в и г — ж). П р я м ы е линии, р азд ел я ю щ и е области с
разным знаком смещений, р азд ел я ю т зоны с ж а т и я (— ) и р ас тяж е н и я
( + ) • Одна из этих плоскостей о тож д ествл я ется с плоскостью р азр ы в а,
возникшего в очаге. П е р в а я модель (рис. 34, а — в) осн ован а на пред по­
ложении действия в очаге п ары сил (диполь с м ом ент ом ), соответ­
ствующих излучению продольны х и поперечных сейсмических волн. Б о ­
лее часто волновая карти н а соответствует второй модели (рис. 34, г — ж)
с двумя пар ам и сил (двумя перпендикулярны ми д ип олям и ) в источнике
колебаний. Х арактер р аспределения сейсмических волн п оказан на
рис. 34, е и ж.
И спользуя у ка зан н ы е методы, мож но восстановить ориентировку
главных нормальных н апряж ений, т. е. восстановить поле тектонических
напряжений, действующее в разли чн ы х горизонтах земной коры и в е р х ­
ней мантии, и подойти к решению вопроса о механизм е д еф орм аци и .
Поле н апряж ений в верхних горизонтах земной коры ок а зал о сь весьма
неоднородным и достаточно сложны м. В ы д еляю тся три основных ком по­
нента, определяющих естественное н ап р яж ен и е: 1) грави тац ион н ы е н а ­
пряжения, обусловленные действую щей нагрузкой толщ и л е ж а щ и х выш е
пород; 2) латентны е (скрытые) н ап р яж ен и я, обусловленны е внутренни­
ми энергетическими ресурсами, связан ны е с веществом горных пород, их
физико-химическими п реобразован иям и , вы зван н ы м и эндолитогенными
процессами; 3) тектонические н ап ряж ен и я, обусловленны е проявлением
современных и новейших тектонических д еф о рм ац и й коры. Этот ком по­
нент п редставляет наибольш ий интерес.
119
Рис. 35. Тектони­
ческие поля напря­
жений К авк аза и
типы
разрывных
нарушений.
По
П. Н. Н иколаеву
1 — ось
растяжения
ел; 2 — пром еж уточ­
ная ось 02; 3 — ось
сж атия аз; 4 — гра­
ница м еж д у разны­
ми
полями
напря­
жений;
5 — анти­
клинальные
зоны;
6
—
ориентировка
осей напряжений
Рис. 36. Применение метода декомпозиции на примере
К авказа. По П. Н. Н иколаеву
А — поле тектонических напряжений второго ранга, / — схема
траекторий осей напряжений в плане и соответствующ ие ори­
ентировки разрывных нарушений для северной (а) и южной
(б) частей района; / / — вероятностные матрицы ориентировки
осей напряжений сж атия и растяжения; III — принципиальный
схематический
разрез структурных элементов Кавказа. Б —
поле тектонических напряжений первого ранга части альпий­
ской складчатой области для северо-восточной (а) и юго-западной (б) границ области. Траектории осей главных нор­
мальных напряжений: 1 — растяж ения, 2 — промежуточные, 3 —
сж атия, 4 — сколовые разрывы, 5 — прочие разрывы, 6 — гра­
ница м еж ду основными структурными элементами.
П оле н ап р яж е н и й определяет тип разр ы в н ы х деформаций, которые
могут возникнуть в земной коре. О к азал ось , что в р яд е случаев они
п ред став л яю т собой гори зонтальн ы е подвиж ки по круто падаю щ им по­
верхностям. А н али з новейших крупных разры в ов К а в к а з а показал, чтох а р а к т е р их соответствует современному полю нап ряж ени й (рис. 35).
С ледовательно, в момент их ф орм и ро ван ия и развития действовало то
ж е поле нап ряж ени й , что и в н астоящ ее время. Отсюда можно сделать
вывод, что современное поле н ап ряж ен и й в значительной мере н асл е­
дует н ап р яж е н и я, возникш ие в неотектонический этап. Одновременно
мож но наметить участки современной перестройки поля. Наибольш ей
сейсмической активностью х ара ктер и зу ю тся зоны сочленения разны х по­
лей н ап р яж е н и й (границы блоков) и отмеченные выше участки наиболее
резкой перестройки поля. Д л я вы я вл ен и я полей тектонических н ап р я ­
ж ений разн ы х рангов, отличаю щ ихся механ изм ам и деформации и энер­
гетическими источниками, прим еняется метод декомпозиции, р а з р а б о ­
танны й П. Н. Н и ко л ае вы м (рис. 36).
ГЕО М О РФ О ЛО ГИ ЧЕСКИЕ М ЕТОДЫ
Степень и х ар а к тер в ы р а ж е н и я тектонических движений в рельефеочень разн ообразн ы . В лияние неотектонических движ ений можно видеть
в ф о р м а х р ел ь еф а разн ы х таксономических категорий. В формировании,
крупных форм р ельеф а, таких, к а к горные хребты, предгорные и межгорные впадины, равнины, котловины и другие, тектонический фактор
играет реш аю щ ую роль. Д л я вы явл ени я эндогенно обусловленных осо­
бенностей об ли ка земной поверхности применяю тся специальные методы
структурно-геоморфологических исследований; при этом необходимо:
1) изучать обли к р е л ь е ф а и л а н д ш а ф т а в целом; 2) определять воздей­
ствие экзогенных процессов и у с та н а в л и в ат ь в о зр аст рельеф а; 3) в ы я в ­
л ять историю его разви тия; 4 ) уста н а вл и в ать геоморфологические ан о­
малии; 5) р а с п о зн а в а ть экзогенно и тектоногенно обусловленные ан о м а­
лии. М ето д и ка реш ения поставленны х з а д а ч не требует подробного из­
лож ен и я, т а к ка к она р а с см а тр и в ае т ся в специальных руководствах
[56, 57 и д р .].
В ы р а ж е н и е структур в облике земной поверхности обусловливается
следую щ ими основными ф ак то р ам и : 1) спецификой геометрии структур
(размерности, морфологии, п лановы х оч ер тан и й); 2) спецификой э к зо ­
генных процессов, изменениями морфологии и строения экзогенных,
форм р ел ь еф а под влиянием растущ ей структуры; 3) составом, свой­
ствам и и строением геологического субстрата; 4) соотношением скоро­
стей роста тектонических структур с процессами денудации или аккум у­
ляции. В свою очередь, ком плекс действующих экзогенных процессов
будет оп ределяться климатическим и условиями, различны ми в гумидных, аридны х и перехо'дных зонах.
Выявлению неотектонических д виж ений по геоморфологическим д а н ­
ным сп особствует-определен ие генезиса, ранга и во зр аста различных
категорий рельефа- в сочетании с изучением коррелятивны х новейших
(олигоцен-плейстоценовЫ х) и более древних отложений, их геоморфоло­
гической позиции, вещественного состава, стратиграфического по лож е­
ния, площ адного р азв и ти я и мощности. Больш ое значение в решении1
этих вопросов приобретаю т геоморфологические карты с морфогенети­
ческой и историко-геологической легендами.
П ри неотектоническом ан ал и зе в а ж н о сопоставить карты в едином
м асш табе: геоморфологические, геологические (в том числе четвертич­
122
ных и неогеновых отложений), карты рельефа подошвы неогеновых и
четвертичных отложений, различные карты геофизических полей. Все это
позволяет понять значение тектонических движений в образовании
структурно-обусловленных форм рельефа.
Орографический метод. Он основан на самой общ ей хар а ктер и сти ке
форм рельеф а и успешно п рим енялся Ф. Н. Ч ерны ш евы м, А. П. К а р п и н ­
ским, И. В. М уш кетовым и др. д л я изучения более древних структурны х
форм [38]. Орографический метод использован в. раб о т е Д . Н. Анучина,
содержащей глубокий ан ал и з первой гипсометрической к а р ты Е вропей­
ской России и сопоставление ее с геологической картой. У ж е тогда в п е р ­
вые был сделан вывод о тектонической обусловленности основных о р о ­
графических элементов Русской равнины. В дальн ей ш ем этот принцип
был разви т и усоверш енствован. И з него вы делились сам остоятельны е
приемы ан а л и за рельеф а: морфологический и морфометрический. Тем не
менее общие приемы орографического а н а л и за сохранили свое значение.
Сущность орографического метода зак л ю ч ае тся в ан ал и зе высотных
отметок, наклонов рельеф а, общ его морф ограф ического облика. О сновы ­
вается он на п редставлении о прям ом соответствии форм р ел ь е ф а с про­
явлением тектонических процессов: горный рельеф — интенсивные тек то ­
нические движ ения; равнинный — р езу л ь тат слаб ого их проявления.
Такое заключение мож ет быть сп раведли вы м только при м е л к о м а с ш т а б ­
ном анализе орографии, д а и то не всегда. П а р а л л е л ь н о действую щ ие
экзогенные процессы часто существенно изменяю т геоморфологический
результат тектонической деф орм аци и к а к в отношении планового п оло­
жения, т а к и морфологии об разую щ и х элем ентов рел ьеф а. Все это д е л а ­
ет невозможным простое отож дествление форм р ел ь еф а с п р оявлениям и
тектонических движ ений и требует проведения или (и) необходимых
картографических построений, которые бы помогли вы яви ть основные
крупные черты орографии, возм ож н о св язан н ы е с тектоникой и о б услов­
ленные особенностями геологической структуры, или (и) сопоставления
форм рельеф а с тектоникой и геологическими и геофизическими д а н ­
ными.
Главнейшие черты современного р е л ь е ф а обусловлены непрерывно
развивающимся динамическим взаимодействием тектонических процес­
сов и процессов денудации и аккум уляции, поэтому и соврем енны е ч ер­
ты орографии горных и равнинных стран будут зави сеть от р езультатов
этого взаимодействия. Выявить по облику р ел ь еф а степень интенсивно­
сти тектонических движ ений и роль экзоген н ы х' процессов — крайн е
трудная зад ач а, т а к к а к необходимо у читы вать множ ество р а з н о о б р а з ­
ных факторов, влияю щ их на это взаимодействие, как, например, врем я
проявления процессов денудации, удаленность от гл авны х базисов д е н у ­
дации, особенности кли м ата, литологические и структурны е особенности
геологического субстрата, историю геологического и геом орф ологиче­
ского развития, рельеф, сф орм ировавш ийся к н ач ал у неотектонического
этапа и др.
Д альнейш ее развитие орографического метода было д ан о в р а б о тах
Н. П. Костенко и К. Г. Л еви. В р аб о тах К. Г. Л е в и рельеф р а с с м а т р и ­
вается в виде некоторого условного слоя, н азванного им э кзо ген н о -ак­
тивным, и анализируется его поведение в разл и чн ы х геодинамических
обстановках ка к обычного геологического п ласта. П о д экзогенно-активным слоем понимается совокупность всех э л ем ен тарн ы х форм р ельеф а,
заключенных меж ду вершинной и базисной поверхностями, я в л я ю щ и ­
мися естественными его ограничениями, или его кровлей и подошвой
соответственно. Он мож ет быть стратиф ицирован. Н а п ла тф о р м а х , где
123
Внеш няя
го р ная зо н а
Внутренняя
гор ная
зон а
Рис. 37. Экзогенно-активный слой и корреляция одновозрастны х врезов и орогенных.
поверхностей вы равниваний (Л ), в центре (Г) и на склонах (Б, В) общего поднятия.
горного сооруж ения. По Н. П. Костенко
/ — обобщ енны е очертания горного сооруж ения; 2 — сопоставительны е линии для одновозрастны х
врезов; 3 — глубина эрозии транзитных горных рек; 4 — дополнительные локальные врезы (явле­
ние расщ епления); 5 — экзогенно-активный слой в разрезе
неотектонические д ви ж ен и я п роявлялись слабо, экзогенно-активный
слой на обширных территориях о б л а д а е т сравнительно выдержанной*
толщиной и почти не имеет следов изгибовых или блоковых д е ф о р м а ­
ций. В о б ла стя х активного гор оо б р азован ия экзогенно-активный слой
кр ай н е н ев ы д ерж ан и н ар яд у со ск ладч аты м и д еф о рм аци ям и испыты­
вает резкие п ереп ады толщины. М а к с и м а л ь н а я толщ ина слоя н аб л ю ­
д ается в районах, испытавш их устойчивые дви ж ени я, различны е по з н а ­
ку. Причиной кол еб ан и я толщ ины экзогенно-активного слоя яв л яю тс я
тектонические дви ж ени я, интенсивность которых не всегда мож ет быть
ском п ен си рована экзогенными процессами. П о полученным д ан н ы м
строится к а р т а экзогенно-активного слоя, в ы я в л я ю щ а я его д еф орм аци и ,
д аю щ и е представлен и е о новейшей тектонике (рис. 37).
Теоретически обычно рас см а тр и в аю т три случая взаимоотнош ений
рел ьеф о об разу ю щ их и тектонических процессов, установленных ещ еВ. Пенком: 1) п р ео б л а д а н и е скоростей тектонических движ ений (Т ) н а д
процессами ден удаци и ( Д ) - и ак кум уляц и и (А), или ( ± Т ) > ( Д . А );
2 ) п р ео б л а д а н и е ск орости.нивелирую щ их рельеф процессов ( ± Т ) < С ( Д , .
А ) и 3) равенство их взаи м од ей ствия ( ± Т ) = (Д , А ). П о зж е эти случаи
были усл ож н ен ы и дополнены И. П. Герасимовым, Н. И. Н и кол аевы м ,
Н. П. Костенко [26, 40, 41 и др.].
С особенностями ре'льефа, о тр а ж а ю щ и м и различное строение земной
коры, тесно св яза н ы геофизические поля, учиты ваю щ иеся при неотектоническом ан ализе. Эти д ан ны е в сопоставлении с рельефом позволяют
лучш е понять его строение й сд ел ать выводы по направленности новей­
ших тектонических движений. Горным об л а стя м соответствуют обычнорезко вы р аж ен н ы й гравиметрический рельеф и наибольш ие ам плитуды
колебаний величины ан ом али й силы тяж ести. Основному свойству р ас­
см атр и ва ем ы х о б л а с т е й - ^ их подвижности — соответствует резкое и ано­
м альн ое гравитационное поле. Г лавны е черты этого поля, по д анны м
геофизики, тесно связаны' со структурой земной коры во всей ее толщ е
и отчетливо о т р а ж а ю т строение ее поверхностных слоев. Глубокие про­
124
гибы земной коры (м ежгорные впадины и д р .), явл яю щ и е ся областями?
накопления осадков и возникновения своеобразной вторичной с к л а д ч а ­
тости, характери зую тся часто крупными гравитационны м и депрессиями,,
а окруж аю щие зоны — поднятиями. Н е менее Интересные д ан ны е даю т
магнитные аномалии. Они тесно связан ы с основными чертам и тек то ­
ники земной коры и хорошо ув язы в аю тся с полож ительн ы м и и о т р и ц а ­
тельными аномалиям и силы тяж ести. В н астоящ ее врем я установлено,,
что в ряде случаев магнитные аномалии вы зван ы сущ ествованием круп ­
ных глубинных разл ом ов в земной коре, по которы м рнед р яю тся основ­
ные магматические породы, о б л а д а ю щ и е остаточным намагничиванием.
Эти ж е разлом ы у л ав л и в аю тс я ан ом альн ы м и изменениями силы т я ж е ­
сти в виде полос максимумов больш их градиентов. У казанн ы м зонам
отвечают участки с рельефом в виде прогибов, ;иЛи поднятий, ориенти­
рованных в направлении зон магнитных и грави тац ион н ы х аномалий.
Наконец, этим ж е уч асткам соответствуют зоны с увеличенными г р а д и ­
ентами новейших тектонических движений,_ которые о т р а ж а ю т с я на
рельефе, мощностях и на ф ац и ях новейших отложений.
При оценке р а з м а х а неотектонических д виж ений д л я горных стран,,
необходимо принимать во внимание скорости процессов денудации. Осо­
бенно энергично, по д анны м Л . Рю ттена, они п р ояв л яю тся в троп иче­
ских областях, п ревы ш ая соотношение скоростей, у ста н а в л и в аем о е для
других л ан дш аф тн ы х областей. Д л я Явы, например, скорость денудации
определяется в 1— 5 мм в год. И з этого д ел аю т вывод, что горный р ел ь ­
еф в пределах этой области Индонезии, обусловленный новейшими д ви ­
жениями, при иных скоростях разру ш ен и я п роцессами ден удаци и был
бы в 2— 5 раз выше современного. П о заклю чению В. А. Р астворовой,
изучавшей величину денудационного среза за в р ем я новейш их движ ений
высокогорного К а в к а за , срез в ы р а ж а е т с я величиной п о р яд к а неск о ль­
ких километров. Этот ф актор нельзя не учиты вать при количественной
характеристике новейших поднятий. В пред ел ах более устойчивых п л а т ­
форменных областей т а к ж е вы я вл я ется св язь м е ж д у структурой и оро­
графией. Областями, соответствующими водораздельн ы м зонам, отв еч а­
ют положительные структуры — щиты, выступы, антеклизы . Н аобор от,
очень часто к синеклизам, седловинам, прогибам п риурочиваю тся основ­
ные речные системы. Конечно, н еравн ом ерн ая д ен удаци я в ы зы в ает ино­
гда значительные смещения контуров возвы ш енностей и низменностей
по отношению к очертаниям соответствующ их структурны х элементов и
формирование обращ енны х морфоструктур.
У казанн ая связь м еж д у орографией и геофизическими полям и т а к ­
же не всегда бывает определенной. В больш инстве случ аев у д ает с я
установить связь региональны х гравитационны х и магнитных аномалий
со строением и характер ом п олож ения кристаллического фундам ента.
Положительные аномалии связы в аю тся с зон ам и высокого зал е га н и я
фундамента, отрицательны е — с его погружением. Одни районы о т л и ч а ­
ются совпадением гравитационных и магнитных аномалий, в других —
наблюдается перекрещ ивание простираний линейны х ан ом али й м а гн и т­
ного и гравитационного полей. П оследнее у к а зы в а е т и на пересечение
дислокаций пород кристаллического ф ун дам ен та, которые обычно бы ­
вают разновозрастны ми и возм ож но связан ны м и с различны м и стру к­
турными э т а ж а м и , что говорит о расслоенности литосферы. Соотнош е­
ние новейших тектонических структур с зонам и гравитационны х и м а г ­
нитных аномалий бывает разное. Они наследую т либо древний ст р у к ­
турный план, одно направление, либо образую т новые н а л о ж е н н ы е
структуры. В к аж д ом отдельном случае требуется специальны й анализ.
12S
В ероятность прямого в ы р а ж е н и я структурны х форм в орографии
оп ред ел яется скоростью их роста и степенью сопротивления слагающих
горных пород процессам денудации, в свою очередь зависящ им от кли­
м ата. В конечном счете реш аю щ ее влияние ока зы в аю т длительные н а­
правлен ны е тектонические дви ж ени я. В подвижных поясах это п р оявл я­
ется более отчетливо, аб солю тн ая высота гор, например, многими авто­
рам и с в язы в ае тся с ам плитудой тектонических поднятий. В устойчивых
зонах эта связь менее отчетлива. Очень большое значение имеют кли­
м атические факторы . Н а орограф и ю более мелких структурных форм
о к а з ы в а е т влияние геоструктурная область и кли м ати ч еская зона. Н а и ­
более отчетливо связь орографии и л о кал ьн ы х структур (складки, бло­
ки ) вид н а в орогенных областях, в зонах перехода от интенсивных об­
щих поднятий к интенсивным погружениям.
Батиметрический метод. П утем и сследования подводного рельефа и
сопоставления полученных данны х с другими (комплексом соп ряж ен ­
ных методов) мож ет быть у стан о в л ен а связь м еж д у рельефом дна а к в а ­
торий и тектоническими д виж ениям и. Р азн о н а п ра вл е н н ы е тектонические
процессы созд аю т неровности морского дна. П однятия превращ аются
в подводные возвышенности. П оэтом у крупные ф ормы рельеф а морского
(озерного) дна, если они не имеют вулканического происхождения, от­
р а ж а ю т глубинны е тектонические структуры. З а пределами шельфа, где
скорость осадко нако п лени я значительно сн иж ается, растущ ие складки
или блоковые д ви ж е н и я получаю т отчетливое вы р а ж ен и е в рельефе дна.
Если ж е происходит прогибание земной коры, оно приводит к о б р азо ­
ванию впадины, ф о р м а и р азм ер ы которой всецело будут определяться
тектоническими д ви ж ен и ям и и степенью компенсации ее осадконакоплением.
П оскол ьку структурны е формы в п р ед ел ах морского и океаническо­
го д н а ока зы в аю тс я в ы раж ен н ы м и в рельефе, большое значение приоб­
р етаю т методы повторных промеров, а т а к ж е эхолотирования и сейсмоакустический. Эхолотирование ок а зы в ае тся неприемлемым для вы я вл е­
ния медленных верти кал ьн ы х д виж ений при повторных измерениях и
не м ож ет служ и ть эквивал ен том повторных нивелировок на суше. Тем
не менее сравнение д ан ны х промеров, произведенных разны ми спосо­
б ам и с больш им интервалом времени, позволяет установить скорость и
н ап р авл ен ие движений. Н априм ер, таким образом было установлено
поднятие З е м л и Ф р ан ц а И о си ф а и Новой Земли. Поднятие морского
дна на одном из участков п о береж ья Новой Зем ли достигает 14 мм в год
(за 300 л е т). Такие цифры скоростей были получены по другим м а те­
ри ал ам . С лучаи соврем ен ны х-верти кальн ы х движ ений в океанах, в ы я в ­
ленных путем повторных промеров, у ка зы в ал и сь в литературе неодно­
кратно. Но наибольш ий интерес повторные промеры приобретаю т при
изучении деф о рм аци й после сильных землетрясений. И зменение рельефа
морского дна часто происходит не только за счет вертикальны х текто­
нических д виж ений (с учетом скорости накопления осадков), но и в
р езу л ь т ате о п олзан ия громадны х масс современных осадков на подвод­
ном склоне. Причиной оползаний часто яв л яе тся подземный толчок от
землетрясений. Р а з м е р ы оползней могут достигать многих сотен кило­
метров.
И зм ен ен ия глубин происходят и при некоторых вулканических из­
верж ениях. Н апри м ер, они. происходили во время изверж ения вулканов
К р а к а т а у и в у л к ан а С а к у р а ж и м а . В обоих случаях, по данным Цубои,
изменения достигли нескольких морских саженей. Эти и многие другие
известные ф ак ты позвол яю т у тв ер ж д ать , что на дне океанов и морей
126
Рис. 38. П рофиль непрерывного сейсмоакустического профилирования:
1 — комплекс голоценовых отложений;
I I — комплекс верхнеплейстоценовы х отложений; III —
комплекс нижне-среднеплейстоценовы х отлож ений. А — кратные волны появляются в р азр езе на
глубине, равной глубине моря
проявляются тектонические дви ж ени я, п риводящ ие к об р азо в ан и ю вы п у­
клостей, впадин, разры вов, принципиально не отли чаю щ ихся от а н а л о ­
гичных процессов, происходящих на прилегаю щ и х уч астк ах суши. С о ­
временные л окальны е д ви ж ен и я в вулкан и чески х р ай он ах отличаю тся
высокими скоростями, д иф ф еренцированностью и контрастностью с м а к ­
симумом вблизи центра изверж ения. У силение дви ж ени й часто со в п а ­
дает во времени с эруптивной деятельностью . В р яд е сл учаев куп олооб­
разное поднятие близ кратеров начинается з а несколько л ет (месяцев)
до извержения [51].
В течение длительного времени конструировались приборы — гео л о ­
каторы, которые позволяю т изучать отлож ения, л е ж а щ и е н иж е повер х­
ности дна на значительных глубинах. Такой метод получил н азв ан и е
сейсмоакустического. Описание ап п аратур ы и этого метода в 1983 г.
дали А. В. Калинин, В. В. Калинин и Б. Л . П и воваров. Принцип работы
заключается в следующем: с помощью особого устройства (н а х о д я щ е ­
гося в воде) упругие импульсы, р аспростран яю щ и еся в воде в виде у д а р ­
ной волны, от р аж аю тся от границ сред, о б л а д а ю щ и х разли чн ы м и в о л ­
новыми сопротивлениями. О тр а ж ен н ы е от р азли чн ы х поверхностей н а ­
пластования или тектонических неоднородностей сигналы в о звр а щ аю тс я
в водную среду и принимаются электроакусти чески м и п р е о б р а з о в а т е л я ­
ми приемного устройства. В резу л ь тат е получаю тся профили с у к а з а ­
нием глубин зал е га н и я о тр а ж а ю щ и х слоев (рис. 38). Р а б о т ы могут
проводиться практически при лю бы х глубинах водоемов. М етод п ер сп ек­
тивен для изучения геологического (неотектонического) строения м о р ­
ского дна, для в ы явлени я ун асл ед о ван н ы х л о к ал ь н ы х структур и тек ­
тонических линий [21].
Морфометрические методы. М орф ометрические методы в ы явлени я
неотектоники крайне разн оо б разн ы и подробно описываю тся в специ­
альных руководствах по структурно-геоморфологическим исследованиям.
Почти все они основываются на ан ал и зе топографических кар т разны х
127
масш табов, д ан ны х аэро- и космических фотоснимков, полевых назем­
ных и аэр овизу альн ы х исследований форм рельефа. П утем вычислений
получаю т производны е к арты от исходных топографических карт, под­
в ергаю щ иеся д ал ьн ей ш ем у анализу. Применение многочисленных мор­
фометрических методов помогает определять степень новейшей актив­
ности тектонических д виж ений в процессах рельеф ообразования. Мно­
гочисленные экзогенные процессы непосредственно создаю т рисунок
р ел ь еф а земной поверхности разн ы х порядков, но пространственное р ас­
пределение этого рисунка определяется тектонической структурой и п л а ­
ном новейших движений. П е р в а я п опы тка интерпретации степени р ас­
членения р ел ь еф а на территории С С С Р б ы л а сд ел ан а в 1948 г. О. С. Со­
болевым, п о каза вш и м законом ерн ую св язь расчленения рельеф а с н а­
правлением и интенсивностью тектонических движений. Р а н е е нами д а ­
в а л а с ь критическая оценка этого метода [40].
Степень расчленения рел ьеф а м ож ет быть обусловлена не только
интенсивностью тектонических движений, но и процессами аккумуляции,
д енудации и в ул кан и зм а. Тем не менее расчленение рельефа прямо или
косвенно о т р а ж а е т тектонические д ви ж е н и я и структуры. Воздействие их
осущ ествляется через тектогенно обусловленную гипсометрию рельефа
и уклоны земной поверхности, литологию выведенных на поверхность
пород и тектоническую трещ иноватость.
В морфом етрических методах оценки неотектоники предусмотрено
построение карт, которы е со вм ещ аю т верти кальн ое и горизонтальное
расчленение р ел ь еф а (В. Д . Голодовнин, Г. И. Худяков и др.). Степень
горизонтального р асчленения рел ьеф а определяется по плотности линей­
ных эрозионных форм и сум м арной длине эрозионной сети на единицу
п лощ ад и (А. И. Спиридонов). П р и м ен яется в и зу а л ьн ая оценка с р ай о­
нированием по степени горизонтального расчленения по условной шкале;
вычисление коэффициентов и построение специальны х к а р т [57]; стро­
ятся к а рты долин р азн ы х порядков (В. П. Философов, Р. Хортон); в ы ­
яв л яю тс я разл и чн ы е количественные модиф икации типа карт долин
одного п о ряд ка — карты изолонг (В. Я- Гвин). К арты порядков долин
п о казы в аю т соподчиненность долин рек и притоков разны х размеров.
По этим к а р т а м (с учетом ф ормы д о ли н ) мож но судить о региональных
тектонических д виж ениях. У часткам новейших тектонических поднятий
свойствен быстрый переход л о ж б ин стока в овраги и балки, а затем в
реки. И н огда д оли н н ая сеть прямо начинается с оврагов. П ереход низ­
ких п орядков долин в более высокие происходит весьма быстро на ср а в ­
нительно коротком расстоянии. Н аоборот, в п ределах тектонических
опусканий н ар ас т ан и е порядков долин идет медленно. Р еки начинаются
с более высоких п орядков долин, чем в пред ел ах тектонических подня­
тий.
- ..
Степень верти кальн ого расчленения рел ьеф а определяется через
разности экстрем ал ьны х •высот земной поверхности по элементарным
участкам, а т а к ж е по глубине в р е за в ы работанн ы х форм относительно
водоразделов. Сущ ествует множ ество различны х приемов оценки и г р а ­
фического в ы р а ж е н и я степени верти кальн ого расчленения рельефа
(А. В. Ц ы ганков, В. Б.' П ол канов, С. К. Горелов, А. И. Спиридонов,
С. И. В арущ енко и д р.).
А нализ круп н ом асш табн ы х топографических ка р т с разлож ением
р ел ь еф а на составны е элементы с последующей генерализацией и со­
ставлением ком плекса специальны х ка р т д а л В. П. Философов. П ри м е­
нение этого метода показал о, что в равнинных об ластях погребенные
структуры (до первых тысяч метров) испытывали неотектонические дви­
128
жения, о казы вавш и е влияние на разви тие р ельеф а. Этим методом в ос­
новном вы являли сь перспективные нефтегазоносны е л о к ал ь н ы е п о д н я­
тия. В комплексе с другими методами он н аходит наилучш ее прим ене­
ние в пределах платф орменны х равнин с относительно хорошей р а с ч л е ­
ненностью рельефа. О днако он о к а з а л с я м а л о пригодным д л я изучения
новейшей тектоники сл аб о расчлененных аккум ул яти вны х равнин или
горных стран со слож ны м рельефом и геологическим строением. В ы я с­
нилось, что для получения конечного р е зу л ь т а т а нет необходимости со­
ставлять весь комплекс крайн е трудоемких карт, п ред усм атриваем ы х
данным методом, а достаточно ограничиться .составлением ка р т изобазит и изогипсобазит.
Значительно более простым приемом м орфом етрического ан а л и за
оказалось построение к а р т морфоизогипс. П рои зводи тся к а к бы снятие
с топографической основы форм рельеф а, созд ан н ы х линейно н а п р а в ­
ленными экзогенными процессами, и в о сстан авл и в ается исходная п о ­
верхность. П лавны м и линиями — м орфоизогипсами соединяю тся поло ­
жительные выступы однозначных горизонталей и отдельны е высотные
отметки близких по значению горизонталей. П о к а за т е л е м л о кал ьн ы х
поднятий на к арте с л у ж а т выступы и зам к н у т ы е о в ал ы морфоизогипс;
отрицательные структуры вы рисовы ваю тся по зам кн уты м пониженным
«заливам» или дисгармоничным р асх ож д ен и я м морфоизогипс. С целью
выявления крупных м орфоструктур производится обобщ ение или ген е­
рализация изолиний, т. е. строятся обобщ енны е морфоизогипсы по тем
же принципам (Н. Г. Ш убина, JI. Б. А р и ста р х о ва ).
В практике вы явл ени я м орфоструктур использую тся приемы, оп р е­
деляющие степень расчленения рельеф а. Это достигается к а р т о г р а ф и ч е ­
ским путем: по «изменчивости» р ел ь еф а (В. П. Б у х а р ц е в ); угл у н акл он а
земной поверхности (А. И. С п и р и д о н о в ); сум м е д л и н горизонталей, от­
несенных к единице п лощ ад и (В. Н. Сементовский, И. В. Рейнин и
В. И. Якушев; И. И. С п а сск ая и И. Г. А в ен ар и у с); совмещ ению или с л о ­
жению раздельно полученных д ан н ы х по гори зонтал ьн ом у и в е р т и к а л ь ­
ному расчленению (В. Б. П о л к а н о в а и В. П. П ол кан ов ) и т. д. Кроме
того, р а зр а б о т а н а м етодика прогноза л о кал ь н ы х поднятий по геом орф о­
логическим д анны м с помощ ью алгоритмов р ас п о зн ав ан и я о б разо в при
использовании п оказател ей горизонтального и верти кал ьн о го р ас ч л ен е­
ния рельеф а (В. П. П о л к а н о в ).
Все перечисленные вы ш е приемы могут быть пр авил ьн о использо­
ваны при учете литологических особенностей го р н ц х пород на исследуе­
мой территории и определении влияни я на расчленение р ел ь еф а ги дро­
логических особенностей территории (модуль стока, грунтовое питание,
общая обводненность терри тор и и). В р яд е случаев история р азв и ти я
локальных структурных форм, т а к ж е ка к и региональны х, более п од ­
робно вы является при сравнении описанных выш е к а р т с аналогичны ми
палеоморфометрическими картам и . П оследн и е составл яю тся по основ­
ным поверхностям несогласия (в п р ед ел ах олигоцен-неоген-четвертичных отлож ений), строящ и м ся по геологическим данны м. Н е т необходи­
мости в практической раб о те безмерно у величивать количество м ор ф о ­
метрических построений (их у ж е более 60), в особенности если они
призваны подтвердить то, что и т а к очевидно при беглом ан ал и зе топо­
графической карты.
Морфографический метод. Основным о б ъектом морфографического
анализа являю тся очертания гидрограф ической сети, озер, береговых
линий бассейнов, водоразделов и в одораздел ьн ы х линий и пр. Сю да
включают т а к ж е естественные границы растительности, почв и других
9
Зак. 309
129
элементов природной обстановки. В таком понимании морфографический
метод о к а зы в ае т ся наиболее стары м среди методов геоморфологического
ан ал и за. Чутким индикатором тектонического строения территории и
п роявлен ия новейших тектонических д виж ений является рисунок гид­
рографической сети.
П ри стаби л и зи ров ав ш и хся тектонических и климатических условиях
образуется уравн о веш ен н ая ги дрограф ическая сеть, которая остается
устойчивой до момента активи зац ии тектонических движений, вы зы ваю ­
щих перестройку структурного п лан а. С некоторым запозданием речная
сеть н ачинает п р испосабливаться к изменениям, вызванным проявлением
тектонических движений. Если структура р азв и в а л а с ь унаследованно,.
то проявление новейших тектонических д виж ений отчетливо передает
плановы й рисунок речной сети, отчетливо о тр аж аю щ и й как региональ­
ные, т а к и л о к ал ь н ы е структуры.
Н аи б о л ее х ар а ктер е н дендровидны й тип рисунка речной сети, о б р а­
зующийся в условиях однородного геологического субстрата, р аспро­
страненный главны м образом на п латф орм енн ы х равнинах, сложенных
рыхлы ми сл аб о дислоцированны ми осадочными породами. Основной
поток за к л а д ы в а е т с я в соответствии с региональны ми уклонами и при­
урочивается к крупным или более мелким понижениям, или к тектониче­
скому понижению м е ж д у отдельны ми тектоническими структурами. П а ­
рал л ел ь н ы й тип распростран ен на молодых наклонных равнинах (бере­
говых, н ад го рн ы х), часто обусловлен продольной тектонической трещ и­
новатостью горных пород или р азв и ва етс я в условиях молодых монокли­
нальны х структур. Реш етчаты й тип в стречается в горно-складчатых
областях, на п латф орм енн ы х плато, слож енны х слабо дислоцированны ­
ми плотными осадочными породами, на трап п ах и однородных кр и стал ­
лических породах. Обусловлен трещ инно-разры вной тектоникой и ундуляцией осей складок. Р а д и а л ь н ы й тип (расходящ ийся от одного ц ентра)
на м ел к о м ас ш таб н ы х к а р т а х н аб лю д ается на крупных сводовых подня­
тиях (Горный Алтай, Б а й к а л о -П а т о м с к о е нагорье и пр.); на картах
крупных м а сш табов такой ж е тип речной сети хар а к тер е н д ля растущих
в новейший этап л о кал ь н ы х куполовидных или брахиантиклинальны х
поднятий. Ц ентрострем ительны й тип речной сети свойствен тектониче­
ским в п а д и н ам (вп ад ин а Конго в А ф ри ке). Перистый тип наблю дается
в п р ед ел ах м еж горны х и передовых прогибов, при этом гл ав н а я речная
артерия приурочена к н аи более прогибаю щ ейся их части. В ряд е слу­
чаев д угообразны е элем енты рисунка р ел ь еф а о т р а ж а ю т контур струк­
туры кольцевого типа. С помощью ком плекса методов удается устано­
вить влияни е на р и с у н о к .р е л ь е ф а погребенных блоковых структур или
древних интрузивных тел, испытавш их неотектонические движения.
В последние годы рассмотрение топографических ка р т всех конти­
нентов позволило А. Б - 'Р у с а н о в у вы делить эрозионные системы, кото­
рые он понимает к а к совокупность отпрепарированны х долин — трещин,
п р и н а д л е ж а щ и х единой геометрической системе. Д л я них характерны:
системность в рисунке речной сети, к отор ая д ает возможность выделить
из нее геометрически законом ерную сеть; выдерж анность, п редполагаю ­
щ ая, что элементы эрозионной системы, в м а сш та б е исследуемой карты,
уверенно пр осл еж и ваю тся на коротких расстояниях по простиранию или
на п лощ ад и; п рео б ладан и е данной эрозионной системы над другими гео­
метрическими элементам и той ж е территории. У казанны е особенно­
сти позволяю т оперировать эрозионной системой ка к единицей иссле­
дования.
130
Все единицы были сгруппированы в десять типов геометрически з а ­
кономерных сочетаний эрозионных систем и р азд ел е н ы на 22 к л ас са и
60 видов. Эрозионные системы х ар а к т ер и зу ю т большинство структурны х
•образований на земной поверхности, что о трази лось и на предлож енной
А. Б. Русановы м терминологии; например, гребенчатый, о кайм ляю щ ий,
блоковый, соответствующие структурам с тр ещ ин ам и оперения, горсто­
образному поднятию и отдельным блокам земной коры, часто встр еч аю ­
щимся в пределах древних п латф орм в м естах выходов ф у н д а м ен та и
обрамляю щ их их ск ладч аты х сооружений. Л инейны й тип соответствует
линейным ж е наруш ениям различного генезиса; реш етчаты й — извест­
ным системам трещ ин преимущественно м агм ати чески х пород; круговой,
овальный и р ад и ал ьн ы й типы, ка к правило, отвечаю т стр ук тур ам в у л ­
каническим и астроблемам, а дуговой — краев-ым стр ук тур ам о б р у ш е­
ния. Последний тип требует критического подхода, .так ка к многие изги­
бы русел могут быть ф ор м альн о оценены к а к квазидуговы е. К м о за и ч ­
ному типу эрозионных систем относятся такие, геом етри ческая кл ас си ­
фикация и системность которых в дан ном .м асш табе затрудн ен ы или
проблематичны. Их ан ал и з требует дополнительной информации.
П риведенная кл асси ф и кац и я используется д л я эрозион н о-структур­
ного ан али за. Д л я этого А. Б. Р усан ов п р ед л а г ает вы д ел я ть толстыми
линиями наиболее броские и зам етн ы е эрозионные системы, затем оконтуривать менее броские (рис. 39). Такой а н ал и з проводится до тех пор,
пока оставш иеся фрагм енты речной сети не потеряю т достаточно четко
выраженную геометричность, которая класси ф и ци руется к а к мозаичный
тип. Эрозионно-структурный ан ал и з рекомендуется н ач ин ать с в о з м о ж ­
но более мелкого м а сш та б а топографических ка р т и от них переходить
к более крупномасш табным. Н а м ел к о м ас ш таб н ы х к а р т а х п оказан ы
наиболее крупные водотоки, которые пространственно тесно св яза н ы с
более крупными элем ентам и тектоники, о тр а ж а ю щ и м и и поле н а п р я ­
жений земной коры соответствующего ранга. Такой прием позволяет
понять природу и ран г структур. Н а более кру п н ом асш таб н ы х к а р т а х
меняются рисунок и плотность речной сети. Ч асть эрозионных систем
закономерно трансф орм ируется, п риобретает больш ую детальность. От
некоторых м елком асш таб н ы х эрозионных систем остаю тся только ф р а г ­
менты, понять которые мож но только изучая их в ещ е более мелких
масштабах. В ыявленны е эрозионные системы на к а р т а х крупного м а с ­
штаба переносят на отдельны й чертеж , после чего приступаю т к с т р у к ­
турно-тектоническому осм ысливанию полученных р езу л ь т ато в . П р и этом
данные эрозионно-структурного а н а л и з а со п оставляю тся с данны ми, по­
казанными на ранее составленны х р а зн о м а сш та б н ы х геологических к а р ­
тах. Это условие необходимо соблю дать, т а к ка к только при этом в ы ­
держивается соответствие рангов ср а вн и ва ем ы х геологических структур.
На предварительно интерпретированную эрозионно-структурную карту
с геологической карты переносятся линии тектонических нарушений.
При этом оказы вается, что зн ач и те л ь н ая их часть р ас п о л о ж и тся или
параллельно, или на продолж ении эрозионных структур. И х со п остав­
ление п одтверж дает большую информативность п ред лагаем ого метода
эрозионно-структурного ан ал и за.
В 1973 г. А. Б. Р усан ов и Л . А. Я рбова р а з р а б о т а л и концентрически-радиальную пал етку путем н ал о ж ен и я которой на ан али зи руем ую
топографическую карту мож но выявить кольцевы е структуры. И с п о л ь ­
зование палетки обеспечивает достаточно объективную оценку круглы х
эрозионных систем и позволяет п о льзоваться статистическими мето­
дами.
9:
131
А| Б I в | г | д [ е | ж | и [ к | л | м | н | п ] P I С I T | у
A | Б [ В I r I Д I E..I Ж | И . | К | Л | М | Н | п | р | с ! т Т уТ
Рис. 39. Применение': эрозионно-структурного анализа д л я северозападной части Б ольш ого К авк аза. П о А. Б. Русанову
М орфографический метод имеет большое значение д ля выявления
л о кал ьн ы х куполовидных и линейных структур. Р а зл о м н ы е структуры
разн ы х типов о т р а ж а ю т с я в прямолинейны х морфографических элемен­
тах, в ы я вл я ю щ и х ся на топографических картах , аэрофотоснимках и кос­
мических снимках. З а л о ж и в ш и е с я в далеком геологическом прошлом
системы р азл о м о в способны или консолидироваться, или частично ож и­
вать в условиях меняю щ ейся общей динамической обстановки. Консер­
вати зм основных докем брийских разр ы вны х нарушений, их «просвечи132
Рис. 40. Рисунок гидросети и локальны е структуры:
1 — локальное поднятие; 2 — локальный прогиб; 3 — поле аллювиальной аккумуляции; 4 — очерта­
ния гидросети
вание» сквозь осадочный чехол и о то б р аж е н и е в геоморфологии в н а­
стоящее время достаточно убедительно д о к а з а н ы высокой сходимостью
геофизических, геологических и геоморф ологических д ан ны х и подтвер­
ждается резул ьтатам и глубокого бурения. Г еоморф ологические признаки
разрывных нарушений д л я древних п латф о рм п р ояв л яю тся в: с п р я м л е­
нии участков речных русел и долин; сгущении и клиновидно-асим м е­
тричном рисунке гониобазит; резком изгибе изобазит; сгущении ориен­
тировки речных стволов; аномальной «встречной» ориентировке п рито­
ков, резкой асимметрии речных долин и бассейнов; прямолинейны х
очертаниях границ м е ж д у генетическими р азн остям и отлож ений флювиального ряда; наследовании прямолинейны ми у ч астк ам и погребенных д о­
лин; приуроченности карстовых, суфф озионных и оползневы х форм
рельефа к определенным линиям; резкой смене мощностей неогеновых
и четвертичных отложений вдоль узких зон; ск ач коо б разн о м изменении
градиентов современных и неотектонических д виж ений в узки х полосо­
вых зонах [63]. М орфологически большинство перечисленных п ризнаков
имеет отчетливо вы раж ен н ы й линейный х ар актер , о т р а ж а я линейные
элементы природной среды.
П редполагаемы е р азр ы в н ы е структуры, в ы деленн ы е м о р ф о гр а ф и ч е­
скими приемами, требую т проверки и обоснования другими геолого-гео133
физическими методами. А н али з гидрографической сети помогает выя­
вить и л о к ал ь н ы е поднятия, что имеет большое практическое значение
в связи с приуроченностью к ним на глубоких горизонтах нефти и газа
(рис. 40). Т аким образом, и складчатость, и р азры вны е формы струк­
туры имеют морф ограф ическое вы р а ж ен и е во всех генетических типах
рельефа.
Структурно-геоморфологические методы изучения речной сети.
Н аи б о л ее б лагоприятны м геоморфологическим объектом выявления но­
вейших дви ж ени й я в л яю тс я речные долины, т а к ка к речное русло осо­
бенно чувствительно ко всякого рода тектоническим перемещениям.
П е р естр ой ка речного р у сл а во времени неизбеж но о тр аж аетс я на мор­
фологии поймы, ск ло н ах речной долины, особенностях ее геоморфологи­
ческого строения, нах од ящ и х о т р аж ен и е в количестве, высоте, типах
речных т е р р а с и их сохранности. П ри этом изучение речных пойм, имею­
щих обычно голоценовый в озраст (ты сячелетия), и современного русла
(д есяти л ети я) по звол яет д е л а т ь вывод об особенностях и тенденциях
проявления молодых и современны х тектонических движений, что к р а й ­
не в аж н о д л я реш ения р я д а практических вопросов. Облик ж е речной
долины в целом о т р а ж а е т сум м арное проявление тектонических д ви ж е­
ний за в р ем я ее сущ ествования, т. е. за тот или иной отрезок времени
неотектонического этапа.
С ам ы е н ач ал ьн ы е стадии в развитии долины, когда происходит ее
залож ени е, у ж е оп ределяю тся тектоническими условиями. К аж д ы й овраг
и б а л к а п р ед став л яю т собой, особенно в равнинных условиях, потен­
циальны е речные долины. Н о из м н ож ества оврагов и балок, разв и ваю ­
щихся под действием стекаю щ их атмосферны х вод, только те п ревра­
щ аю тся в речную долину, которые быстрее получаю т дополнительное
подземное питание. В та к и е б лагопри ятны е условия попадаю т овраги и
балки, приуроченные к синклинальны м структурам, разры вам , флексу­
рам, зон ам трещ иноватости, по которым происходит р а зг р у зк а подзем­
ных вод. В д ал ьн ей ш ем речные долины приспосабливаю тся к активным
тектоническим структурам.
К рупны е структурны е ф ормы определяю т особенности строения реч­
ных долин и планового их р аспо л ож ени я в п ределах речного бассейна
или значительной его части; в ы р а ж ен и е в рельефе мелких, локальных
структурны х форм во многом зависит от соотношения интенсивности
тектонических д виж ений и экзогенных процессов и в значительной мере
от величины ф лю виального потока. Потоки с достаточной энергией спо­
собны н ивелировать растущ ие поднятия, и признаки структурной ф ор­
мы в ы р а ж а ю т с я в морфологии русла, ф ац и ал ьны х особенностях, мощ ­
ностях ал л ю вия и д еф о р м а ц и ях склонов и террас. М елкие потоки, не
способные целиком р а зм ы в а т ь растущ ую структурную форму, врезаются
в нее, и зм ен яя плановы й рисунок водотоков. П ри тектонических построе­
ниях следует уч иты в ать соотношения других рельеф ообразую щ их ф а к ­
торов.
Геоморфологический ан ал и з эрозионных долин в ц елях выявления
неотектоники сводится к структурной интерпретации их планового ри­
сунка и морфологии, к рассмотрению сочленения склонов долины, водо­
разд ел ь н ы х пространств, типов речных террас, изучению особенностей
коренных склонов долины, строения поймы, продольного профиля тер­
рас, поймы и русла. Д л я ан а л и за используются топографические к а р ­
ты, аэрофотоснимки, космические снимки, геологические данные всех
типов, полевые исследования.
134
Изучение морфологии долин помогает лучш е понять неотектониче­
ские движения. П ри наличии однородных литологических и гидрологи­
ческих условий случаи суж ения долины могут р ас см а т р и в ать ся как
признак пересечения ею полож ительной структуры; расш и рен ия долин
часто соответствуют отрицательны м структурны м ф ормам. П р и п ревы ­
шении эродирую щей деятельности речного потока н ад тектоническим
поднятием (скл ад ка, блок) образуется д о л и н а 'п р б р ы в а , или антецедент­
ный отрезок долины. Т акое соотношение во зм о ж н о -л и б о при зн а ч и т е л ь ­
ной мощности водного потока и большой величине укл он а русла, либо
при слабо вы раж енном росте поднятия, п ересекаемого рекой. П ри бы­
стром поднятии тектонической структуры в п одвиж ны х о б л а стя х река
прокладывает себе новый путь, п оки дая преж ню ю долину, р а з р а б а т ы в а я
новую в обход возникш его препятствия. О б разуется особый тип в и с я­
чих, или покинутых долин.
Н а участках, испыты ваю щ их поднятие, м еан д р и р у ю щ а я река з а к р е ­
пляется, угл убл яя свое русло. О б р азу ется к а к бы м е ан д р и р у ю щ а я р еч ­
ная долина. П ри неравномерны х тектонических д ви ж ен и ях в процессе
поднятия боковая эрозия сменяется глубинной и н аб лю д ае тся с п р я м л е­
ние меандр, уменьшение извилистости русла. О б разую тся в резанны е
древние меандры. В своем развитии речные долины приспосабливаю тся
к активным в неотектонический этап тектоническим структурам , чем
объясняются изгибы речного р усла и речных долин в п р ед ел ах к а к по­
движных, так и тектонически устойчивых областей. В т ак и х случаях
отмечается согласованный изгиб нескольких п ар а л л е л ь н о текущ их рек,
что может быть связано со сдвиговой д еф о рм ац и ей по зоне р а з л о м а или
с периклинальной частью п огру ж аю щ ейся структуры. В других случаях
параллельно текущие реки как бы р азд в и гаю тся р аз р а стаю щ и м и с я под­
нятиями.
В соответствии с ука зан н ы м и соотношениями меняется глуби н а э р о ­
зионных долин. П ри пересечении рекой поднятий глубина долины уве­
личивается. Сами поднятия получаю т прям ое в ы р а ж е н и е в рельефе. З а ­
дачей полевого исследования яв л яе тся у становление происхождения
локальных изменений, ширины и глубины речных долин с вы явлением
структуры геологического суб страта и вл и ян и я литологии горных пород.
Интересные выводы мож ет дать изучение асимметрии м еждуречны х
пространств. С имметричные м еж д у речья у к а зы в а ю т не тол ьк о на гео­
морфологическую молодость данного района, но и на однозначность тек­
тонических движений. Асимметричные м еж дуречья, яв л яю тс я св и детел я­
ми геоморфологической зрелости р ел ь еф а и неотектонической активно­
сти. Н а реж им (направленность, интенсивность) новейших тектониче­
ских движений в р яд е случаев у к а з ы в а е т т а к ж е ф о р м а профилей
водораздельных склонов и сам их долин (прямые, выпуклы е, вогнутые,
ступенчатые, сл о ж н ы е). Причиной асимметрии речных долин м о ж ет слу­
жить неравномерное поднятие берегов. К а к правило, реки к а к бы спол­
зают в направлении наименьш его поднятия или относительного погру­
жения. Но наб лю д ается и об ратн ое явление — подмыв рек ам и анти­
клинальных поднятий. Б ы ло вы с каза н о предполож ение, что к ан ти кли ­
налям обычно приурочены п олож ительн ы е ан ом али и силы тяж ести,
поэтому они к а к бы п ритягиваю т к себе речной поток. Р е а л ь н о е перем е­
щение, по-видимому, обусловлено соотношением величины гори зо нтал ь­
ного градиента силы тяж ести и действия сил К ориолиса, в ы зы ваю щ их
смещение рек в северном полуш арии вправо. Со временем, в связи с не­
равномерными поднятиями, н ап р авл ен ие п ерем ещ ения м ож ет изменить­
ся, что в конечном итоге с к а ж е т с я и на морфологии речной долины.
135
П р и проявлении диф ф ерен ц ирован н ы х тектонических движений, осо­
бенно в подвиж ны х областях, образую тся речные перехваты. Речные си­
стемы о казы в аю тся устойчивыми в условиях проявления равномерных
движений. П ерестр ой ка структурного п лан а неизбежно вы зы вает и пе­
рестройку речной сети, которая м ож ет быть с в я за н а т а к ж е с проявле­
нием ву л к ан и зм а, оледенением и другими явлениями. О сновная ж е при­
чина перехватов зак л ю ч ае тся в различной эродирую щ ей способности
рек, зав и ся щ ей от р азл и чи я в укл о н ах их русел, обычно обусловленных
разм ах о м тектонических движений, а т а к ж е величиной расстояния м е ж ­
ду в о д о р а зд е л ам и и местным базисом эрозии. Д а л е к о не всегда можно
объяснить п ерехват влиянием тектонических движений, однако он может
на так о вы е у казы в ать . П оэтом у необходим тщ ательны й полевой и к а м е­
ральны й ан ал и з ком пл ек са сам ы х р азн о об разн ы х фактов.
О
п роявлениях новейших дви ж ени й земной коры говорит и анал
деф орм аций продольного п роф иля русла реки в виде профиля м еж ен­
ного у р е за воды, высотные отметки которого или снимаются с топогра­
фических карт, или получаю тся посредством инструментальны х работ с
увязкой их с д анны м и гидропостов. Выявить тектонические движения
м ож но путем а н а л и за ан о м альн ы х участков продольного профиля реки
и составлен ия к а р ты уклонов р у сл а рек. Д л я этого через точки отметок
уреза воды п роводят плавную линию, отсекаю щ ую аномально повышен­
ные и пониженны е участки профиля, и строят карты в изолиниях, сое­
диняю щ их точки равных высот в соседних долинах. Впервые этот прием
использовали М. М. Ж у к о в и Г. И. Р а с к а т о в в К ар п атах, позже его при­
меняли М. С. К ож ур и н а и Ю. А. М ещ еряков.
Увеличение укл он а р усла обычно св язан о с участками поднятий.
О д н ако к т ак ом у выводу м ож но прийти только после оценки д ля к а ж ­
дого конкретного у ч астк а всех ф акторов, влияю щ их на выработку про­
дольного профиля. П ричинами появления аном альны х падений могут
быть неоднородность литологического состава пород, п рорезаемы х рекой,
скопления перлю вия в русле (например, валунны й материал, вымытый
из м о ре н ы ), особенности гидрологического р еж и м а рек и др. Карты
уклонов гидрограф ической сети и последующий ан али з участков ано­
м альны х падений русел рек позволяю т судить о тектонической актив­
ности структурны х форм, пересекаемы х реками. К ак правило, ан о м аль ­
ные зоны приурочены к зон ам повышенных градиентов современных
движений земной коры и оконтуриваю т структуры различного порядка.
П р ям ол ин ей н ы е зоны ан ом альн ы х участков могут соответствовать р а з ­
рывным н аруш ени ям или ф лексурам . П рави л ьн ость таких выводов для
разны х районов м ож ет быть п одкреп лена повторными высокоточными
нивелировками, которые з а короткий срок наблю дений вы являю т под­
виж ность земной коры [40; 56; 57].
Д л я р ас ш и ф р овк и современных и молодых движений может быть
применен м етод составлен ия ка р т изодеф (к арт изолиний деформаций
продольных п р о ф и л е й ), р азра б ота н н ы й Н. Г. Волковым [57] и основан­
ный на соп оставл ени и .реал ьн о сущ ествую щих продольных профилей ру­
сел рек с м атем атически рассчитанны ми их геометрическими аналогами.
Зн ач ен и я относительной д еф орм и рован ное™ продольных профилей
использую тся д ля построения кар т изодеф. П олученная при ан али зе про­
дольных профилей и нф орм ац ия распро стр ан яется на всю площ адь ис­
следован и я и количественно определяется ам плитуда тектогенных д е­
формаций. С оставление к а р т изодеф основывается на сопоставлении
современной водной поверхности русел рек с недеформированной теоре­
тической поверхностью, которая могла сущ ествовать в природе при от­
136
носительно стабильны х тектонических условиях (в голоцене). А нализ
карты изодеф позволяет установить согласованность х а р а к т е р а и форм
топографических продольных профилей со структурны ми особенностями
территории; выделить р я д деф о рм аци й профилей, п редполож и тельн о о т­
вечающих поднимаю щ имся л о кал ь н ы м у ч а с т к а м земной коры с п овы ­
шенной тектонической активностью в голоцене; определить тектониче­
скую активность относительных поднятий, у ж е известных по геологиче­
ским и геофизическим д анны м л о к ал ь н ы х структур; установить р а з л и ч ­
ную степень их тектонической активности.
Таким образом, ступенчатость п роф иля (с учетом всех влияю щ их
факторов) мож ет свидетельствовать о пересечении рекой активных
структурных форм. Вогнутый тип кривой продольного проф ил я х а р а к ­
терен д ля рек, истоки которых н ахо д ятся в области поднятия, а ни­
зовья— в области опускания (обычно горные рек и). П рямолинейны й
или слабо вогнутый профиль свойствен п латф орм енн ы м , равнинны м р е ­
кам. Выпуклый профиль х ар а к тер и зу ет реки; п ротекаю щ и е в об ластях
сводовых и сводово-глыбовых поднятий (щиты', орогенные о б л а с т и ). При
пересечении рекой структурно разнородной территории продольны й п ро ­
филь имеет сложную форму.
А н а л и з п о й м ы позволяет установить современны е и молодые
(голоценовые) движ ения. Обычно на крупных и средних рек ах пойма
имеет д ва (или б олее) уровня — низкую пойму, зал и в аем у ю ежегодно,
и высокую пойму, зал и в аем у ю только в высокие паводки. Особенно это
типично д л я равнинных рек. Ш ирокое р азви тие высоких пойменных
уровней и узкие молодые поймы, по мнению Г. А. А б р ам е н к а [56], х а ­
рактерны д ля врезаю щ ихся рек и могут у к а зы в а т ь на активное новей­
шее поднятие. Л о к а л ь н ы е участки расщ еп л ен ия пойменной поверхности
и развития высокой поймы ка к первой стадии ф о рм и р ов ан ия н ад пой м ен ­
ной террасы обычны д л я активных поднятий. В стречаю щ иеся на ппйме
останцы надпойменной террасы могут быть обусловлены наличием в их
районе полож ительны х л о кал ь н ы х структур. Тектонические поднятия в
долинах рек фиксирую тся т а к ж е цокольным строением поймы, у кото­
рой пойменные о тлож ения очень м а лом ощ н ы и л е ж а т на более древних
аллювиальных или коренных породах. И н огда цокольны е поймы обус­
ловлены выходам и в русле тру д н о р а зм ы ва ем ы х пород.
Сравнение планового рисунка извилистости р у сл а в пойме путем
сопоставления топографических карт, а э р о м ате р и а л о в п о зво л я ет в ы ­
явить изменение извилистости русла з а десятки, первые сотни лет. К ак
показал в 1971 г. А. П. Рож дественский, в Б аш к и р и и з а 100-летний п е­
риод участки уменьш ения извилистости русел о к а за л и с ь приуроченными
к положительным структурам. П о к а за т е л е м современной н а п р ав л ен н о ­
сти развития русловых процессов, по Н. К. М а к к а в е е в у и Р. С. Ч алову,
является рост островов. Н а р а щ и в а н и е острова вниз по течению (тр а н с ­
грессивный рост) яв л яется признаком современного разв и ти я эро зио н ­
ных процессов; при обратном росте острова (регрессивный рост) п р еоб ­
ладают процессы аккумуляции. Н а тектонические д ви ж е н и я у к а зы в а ю т
также типы стариц: меандрического типа, типа протоков. П оследние
отражают проявление п олож ительн ы х дви ж ени й [40].
Н а возмож ное проявление новейших тектонических д виж ений могут
указывать реликтовы е русловы е формы, древни е береговы е в а л ы и д р у ­
гие элементы рел ьеф а поймы. П о ним м ож но восстановить историю пе­
рестройки гидрографической сети (перехваты, л о к ал ь н ы е боковые с м е­
щения русел и пр.). П одобны е явления, ка к у к а зы в а ю т Л . К. З я т ьк о ва
137
и др., наб лю д аю тся не только на уровне современной поймы, но и в пре­
д е л а х надпойменны х террас.
В условиях ш ироких пойменных поверхностей с преобладанием ин­
тенсивной ак кум уляц и и голоценовые и современные движ ения в ы я вл я­
ются по степени вертикального расчленения пойменной поверхности. О б­
л аст ь м акси м альн ого б л у ж д а н и я русла и избыточного накопления пой­
менного ал л ю вия о к а й м л я ет растущ ую структуру, а в пределах
собственно поднятия эти процессы протекаю т менее интенсивно. Д л я
вы явлени я поднятий в 1967 г. В. Я. Троцю к пред ло ж ил составлять к а р ­
ты морфоизопахит, количественно п оказы ваю щ и е степень верти каль­
ного расчленения пойменной поверхности.
Известно, что на у ч астк ах молодых поднятий происходит положи­
тельн ая д еф о р м а ц и я продольного профиля водотока, сопровож даю щ аяся
глубинной эрозией. Зд есь пойма сужена. В местах опусканий с отрица­
тельными д еф о р м а ц и ям и продольного п роф иля преоб ладаю т ак кум ул я­
ция, боковая эрозия, водоток м еандрирует и пойма значительно расш и ­
ряется. Д л я количественной оценки ан ом али й ширины пойм в 1962 г.
Ю. Н. К ул ако в ы м был р а зр а б о т а н метод построения карт аномалий
ширины пойм. Было' введено понятие «нормальной» ширины поймы как
среднеарифм етического зн ачен ия ее д л я данной территории в зависи­
мости от сум м арной длины водотоков в ы ш ел еж а щ ей части бассейна.
Д л я определения ширины поймы было предлож ен о строить специальный
гр аф и к ф актической зависимости ее от сум м арной длины водотоков в ы ­
ш е л е ж ащ его бассейна, вы р аж ен н ой полем ф игуральны х точек и осред­
ненной кривой. Н а основании г р а ф и к а вычисляется коэффициент, в ы р а ­
ж аю щ и й отклонение «нормальной» ширины поймы от реальной. В ы я в ­
ляется ан ом али я ширины поймы. П олученны е коэффициенты в совокуп­
ности п озволяю т судить о направленности и интенсивности голоценовых
тектонических д виж ений [57]. П о полученным данным строится карта
аномалий ширины поймы в изолиниях.
И з у ч е н и е р е ч н ы х т е р р а с д ает основной м атери ал для з а ­
ключения о тектонических д ви ж ени ях и новейших деф о рм аци ях во вну­
тренних частях континентов. О б р азо в ан и е террас связано: с изменением
полож ения бази са эрозии, тектоническими д виж ениям и и изменениями
климата. П ри неравномерны х поднятиях суши изменяется уклон реки,
ж и в а я сила реки будет увели чи ваться (ум ен ьш аться), но не прямо п ро ­
порционально тектоническим дви ж ени ям , а соответственно зак онам гид­
рологии о т р а ж а я с ь на изменении скорости течения в квадрате. Будет
п роявляться глуби н ная эрозия, ф о рм и роваться терраса. При очень ин­
тенсивном поднятии русло реки будет быстро углубляться, не успевая
расш иряться, и о б р азо в ан и я т ер рас мож ет не произойти.
В ыводы о новейших д ви ж ен и ях земной коры можно делать, осно­
вы ваясь на изучений нес только речных, но и т а к н азы ваем ы х кл и м ати ­
ческих террас, часто .сложенных ф лю виальн ы м и склоновыми или д елю ­
виальны ми отлож ениями. Ф орм и рован ие их связан о с изменениями пол­
новодное™ потоков, обусловленны ми региональными климатическими
ф акторами. П оследние ж е . в значительной мере обусловлены тектониче­
скими движениям и. Н ередко тер р а с а нацело бывает уничтожена в то­
ричными процессами. .Тогда от них (особенно в горных об л а стя х ) оста­
ются внешние участки, которые н азы ваю т «плечами террас». Последние
у к а зы в аю т на былое полож ение уровня древнего р а зм ы в а и могут счи­
таться т а к ж е над еж н ы м репером.
Н. И. М а к к а в е е в ы м .' эксперим ентально доказано, что вследствие
только климатических изменений, влияю щ их на транспортирую щ ие спо­
138
собности потока, могут о б разо в ы в аться «хордовые.» террасы . Они наи­
более вы раж ен ы в среднем течении реки и, постепенно зату х а я, рас п р о ­
страняются к верховьям и устью.
Особенностью разви тия речных долин яв л яе т ся чередование вреза
и заполнения, что находит вы р а ж ен и е в террасовы х уступах и с л а г а ю ­
щих их аллю виальны х телах. А. В. К ож евниковы м, М. П. Гричуком,
А. И. Спиридоновым вы я вл ен а ритмичная смена' теплы х и холодных,
влажных и сухих климатических условий, о т р а ж а ю щ и х с я на ф о рм и р о­
вании «теплого» и «холодного» аллю вия, связанного- с чередованием
ледниковых и меж ледниковы х эпох. В. Г. Беспалы й , Ю. М. Васильев,
Г. Ф. Мирчинк и др. считают, что в доли н ах С еверной Е в р ази и н иж няя
часть аллю виальн ы х тел ф о р м и р о в ал ас ь в условиях теплого кли м ата,
способствовавшего развитию растительного покрова* и уменьш ению тв е р ­
дого стока; верхняя часть — преимущ ественно в -у сл о в и я х похолодания,
когда был скудный почвенно-растительный покров и п ро яв л ял о сь интен­
сивное промерзание, уси л и вавш ее снос обломочного м а те р и а л а . К л и м а ­
тическая ритмичность, в л и я в ш а я на особенности проявления эрозионных
процессов, н а к л а д ы в а л а с ь на ритмичность тектонических движений.
Поднятия вы зы вали в р езания, п ереуглубления речных долин; о п у ск а­
ния сопровож дались выполнением их аллю вием и другим и генетически­
ми типами новейших отложений. Т а к а я законом ерность, к а к считают
А. А. Асеев, Г. И. Горецкий, Г. В. О би ди ен това и др., ш ироко р ас п р о ­
странена.
При изучении тер рас о б р ащ а ю т вни м ани е на их тип (эрозионные,
цокольные, аккум уляти вны е — прислоненные, влож енны е, погребенны е).
Д ля выявления х а р а к т е р а новейших тектонических д ви ж ени й нуж н о
учитывать не только ф ормы рельеф а, но и их геологическое строение,
историю геологического р азви тия речной долины. Д л я этого использую т
визуальные и п олуинструментальны е оценки относительных высот, про­
кладывая через долину поперечные профили и тесно у в я з ы в а я их с осо­
бенностями геологического строения. И н о гда прим ен яю т нивелирные или
теодолитные ходы и стереоф отограм м етрические исследования. Д л я изу­
чения деф орм аций террас используют т а к ж е вы сотом ер-автом ат, п р ед ­
ложенный в 1960 г. М. И. Вольпертом. Ш ироко использую тся то п о гр а­
фические карты и аэрофотоснимки.
Анализ террас (количество, относительные высоты, тип) позволяет
восстановить геологическую историю р азв и ти я долин. О х а р а к т е р е нео­
тектонических д виж ений и их количественном в ы ра ж ен и и м ож но судить
по глубине эрозионного в р еза к а ж д о й тер расы и мощности приурочен­
ного к ней аллю вия; при этом необходимо учиты вать особенности ф о р ­
мирования террас и палеогеограф ическую обстановку. Р азл и ч н ы е типы
террас свидетельствуют о разном реж и м е тектонических движ ений
(рис. 41). О величине поднятий какого-либо блока земной коры в п ер ­
вом приближении можно судить по глубине эрозионного в р е за от по­
верхности той или другой террасы до цоколя последую щей более н из­
кой террасы. Интенсивность о пускания оп ределяется по изменению о б ­
щей мощности террасовы х отлож ений с учетом н орм альной мощности
аллювия. О днако нельзя упрощенно приним ать глубину эрозионного
вреза и величину мощности ал л ю в и я з а истинные ам пли туды тектони­
ческих движений, тем не менее глуби н а эрозионного в р еза о к азы в ается
в какой-то мере пропорциональной тектоническому поднятию, а вел и ­
чина опускания — мощности тер расовы х накоплений (с учетом н о р м а л ь ­
ной мощности аллювия, которую следует вычитать из общ ей мощности
аллювиальных накоплений). П ри этом учиты ваю тся; в о зм ож н ы е эвста139
тические колебания уровня
моря, куда впадает река;
хар а к тер потока, зависимый
от климатических факторов;
величина реки, т а к ка к по
притокам второго и третьего
порядков наблю дается зн а ­
чительное уменьшение отно­
сительных высот террас, и
т. д. [41].
В аж н ы е данные можно
получить при анализе д е­
ф орм аци й продольных про­
филей террас и карты д е­
форм аций д ля террас р а з ­
ного возраста. При этом ам ­
плитуды деформаций при­
нимаю тся
за
амплитуды
тектонических движений, а
разность деф орм аций двух
см ежны х по высоте тер­
р а с — за амплитуду текто­
нических движений между
этап ам и их образования.
При общем сводообраз­
ном поднятии горной стр а­
ны отметки террас над рус­
лом возрастаю т вверх по те­
чению, повышаю тся и р а с ­
ходятся, наблю дается их
Время
расщепление. Вниз по тече­
нию террасы снижаю тся и
Рис. 41. О траж ение реж им а колебательно-волно­
уходят
под уровень русла,
вых движ ений в строении речных долин:
переходя
в погребенные а к ­
А — строение речных долин; Б — диаграм мы тектониче­
ских движ ений. Долина: 1 — с эрозионными террасами,
кум улятивны е террасы. В
2 — с цокольными террасами, 3 — с вложенными акку­
случае выхода реки на при­
мулятивными террасами, 4 — с наложенными погребен­
ными террасами, 5 — с разными типами террас. Н —
брежную равнину речные
глубина вреза; А — величина аккумуляции
террасы или смыкаются с
морскими, или пер екр ы ваю тся морскими отложениями, или подстилаются ими.
В случае пересечения рекой зоны, испытываю щей диф ф ерен ц иаль­
ные д ви ж е н и я относительно друг друга, на разны х о трезках развиты
террасы с разн ы м строением. В у ч астк ах с интенсивными локальными
поднятиями река теч'ет.в глубоком ущ елье и террасы сохраняю тся ч а ­
стично, высота их над урезом воды больш ая. П о строению — это эрози­
онные, реж е цокольные террасы . Н а у ч астк ах с менее интенсивными
поднятиями террасы хорошо развиты, о б л а д а ю т значительной шириной,
преимущественно аккум уляти вны е или цокольные; относительные высо­
ты их меньше. В у ч астк ах с погружением широкое развитие приобрета­
ет пойм енная терраса,' мощность ал л ю в и я возрастает, долина переуглубляется, выполняется аллю вием погребенных террас.
Д л я вы я вл ен и я современных тектонических д виж ений в речных д о ­
лин ах в 1961 — 1967 г г . ’Б. С. Л ун ев п ред лож и л метод изучения грану­
лометрического и минерального состава аллю виальн ы х отложений. На
140
участках поднятий происходит увеличение роли крупных ф рак ци й а л л ю ­
вия и обогащение его тяж ел ы м и м и н ер ал ам и (магнетит, ильменит, р у ­
тил и др.) - Метод требует большого о б ъ ем а л аб о р ато р н ы х лито логи ч е­
ских исследований и м ож ет р ас см а тр и в ат ь ся к а к дополнительны й прием
выявления тектонических движений.
Таким образом, ф орм и рован ие речных долин и т ер р а с происходило
под влиянием: изменений кл и м ата, св язан н ы х с ним колеб ан и й б ази са
эрозии (эвстатические кол еб ан и я) и диф ф ерен ц ирован н ы х тектони че­
ских движений (определявш их общий ход р азви тия речных д о ли н ). Р оль
каждого ф ак тор а во времени и в п ространстве р азл и ч н а и в к а ж д о м
конкретном случае требует изучения путем- применения ко м пл ек са гео­
логических и геоморфологических методов, в к л ю ч а я предлож енны й
Г. И. Горецким п алеопотамологический ан ал и з с составлением эрозиограмм.
Методы изучения субаэральных и субаквальных дельт. С вя зь новей­
ших тектонических движ ений с д ел ьт а м и была- р ассм отрен а в раб о т ах
В. К. К урдю кова, В. Г. Рихтер а, Н. П. Костенко, Г. А. Абраменок,
Ю. А. Улицкого, А. А. Ч и ст якова, А. Ф. Я куш овой и др., поэтому нет
необходимости детал ьн о оста н а вл и в ать ся на этом вопросе. М ного инте­
ресных данны х содерж ится в сборнике, вышедШем в 1979 г. « Д ел ьты —
модели д л я изучения». П ри н ято считать, что изменение роста д ельты
является п оказателем д виж ений земной коры. К ак правило, они п р и ур о­
чены к областям региональны х тектонических опусканий. В ы д ел яю т д ва
типа дельт: су б ак ва ль н ы е дел ьты и д ел ьтов ы е равн ин ы и назем ны е
дельты, тесно связан ны е с пролю виальны ми р авнинам и. Н овей ш и е т е к ­
тонические дви ж ени я о к а зы в а ю т в есьм а сущ ественное влияние на со­
хранность д ельт и скорость их роста.
В зависимости от тектонических условий дельтовы е равнины п о д ­
разделяю тся на дельты поднимаю щ ихся и д ельты оп ускаю щ и хся б ер е­
гов. В первом случае дельты будут ф орм и р ов аться д а ж е при н езн ач и ­
тельном количестве выносимого рек ам и м а т ер и ал а. Р а з м е р ы дельтовы х
островов при этом увеличиваю тся, количество проток со к р ащ а ется , п р о ­
исходит отмирание заливов, интенсивное в ы д в и ж ен и е морского к р а я
дельты. Н а опускаю щ ихся берегах д ельты отличаю тся стабильностью
морского края, плавны ми очертаниями, не происходит значительного
прироста или уменьшения их п лощ ад ей (реки Риони, Висла, К у б а н ь ).
Облик дельт такого рода изменяется в зависимости от соотношения ин­
тенсивности прогибания и количества выносимого обломочного м а т е ­
риала. П ри большом выносе х а р а к тер е н прирост назем ной части д е л ь ­
ты (реки Миссисипи, По, И р а ва д и , Л е н а и д р .). П р и полном ко м пен ­
сировании приноса обломочного м а т е р и а л а прогибанием д ельты о т л и ­
чаются стабильностью морского к р а я (реки Риони, В исла, А м азо н ка
и др.). П ри некомпенсированном прогибании ф орм ирую тся эстуарии
(при сильном воздействии приливно-отливных течений) или лим ан ы , в
которых отсутствуют значительны е приливно-отливны е течения (север­
ное побережье Черного моря, низовья Амура, устье Р ейна, М а а с а и д р .).
В пределах отмерших дельтовы х равнин обычно позднечетвертич­
ного и голоценового в о зр аст а д еятельность моря у ж е не ск азы вается.
С течением времени они п одвергаю тся неглубокому эрозионному р а с ­
членению. П риемы вы явления л о кал ь н ы х тектонических структур на этих
территориях аналогичны таковы м д л я аккум уляти вны х равнин типа
речных пойм. В п ределах современных разв и ваю щ и хся д ел ьт п р о я в л я ­
ются устьевые процессы. Они разл и чн ы в предустьевом взморье, в устье­
вом участке реки, где поток д роби тся на р у к а в а или подводные, русла,
141
и приустьевом участке реки, на протяж ени и которого зату хает влияниенагонных или приливных колебаний уровня моря. Все три части резко
разл и ч а ю тся по гидродинамическим процессам и в геоморфологическом
отношении.
В пред ел ах предустьевого взм орья устанавл и в аю тся подводные д рев ­
ние береговые линии более низких ф аз стояния уровня морского б а с ­
сейна. Береговы е линии могут быть деформированы. П о разм ерам де­
формации мож но д ел ат ь выводы о тем пах и направленности тектониче­
ских движений. А н али з конфигурации древних береговых линий
позволяет судить о пространственном распределении д иф ф еренцирован­
ных новейших и современны х тектонических движений. О проявлении
этих дви ж ени й свидетельствуют: затопленны е формы р ельеф а эрозион­
ного происхож дения (русловы е борозды и д р .), формы р ельеф а морско­
го происхож дения на морском кр а е д ельты (береговые валы и др.). а н а ­
лиз р а з р е з а морских отлож ений по д анны м буровых ск важ и н и постро­
енные на этом основании карты мощностей и фаций, позволяющие
наметить историю новейшего р азви тия рай он а взморья.
В пред ел ах других участков обширных пространств дельт главней­
шими геоморф ологическими п р и зн ак ам и новейших поднятий А. А. Ч и ­
стяков, Ю. А. Ю лицкий и А. Ф. Я ку ш о ва считают: 1) резкие изгибы и
повороты дельтовы х рукавов и их биф уркация; 2) значительное увели­
чение глубины эрозионного в р еза дельтовы х русел и вследствие этого
повышенное гипсометрическое полож ение кон так та русловой и поймен­
ной ф ац и й ал л ю виальн ой свиты; 3 ) миграцию и отмирание дельтовых
разл и вов с о б р азов ан ием осушенных участков, хорошо маркирующ ихся
по х а р а к т е р у растительности; 4) появление реликтовых форм рельефа
недельтового происхож дения с повышенными абсолютными и относи­
тельными отм еткам и (останцы морских равнин, бэровские бугры);
-5) уменьш ение коэффициента м еандрирования; 6) сочетание геоморфо­
логических призн аков с деш ифровочны ми особенностями растительного
покрова.
М ногие крупные реки и связан ны е с ними дельты формируются и
сохраняю тся в течение длительного отр езка времени. С табильные про­
странственны е позиции об ъясняю тся К. О ллиером воздействием тела
д ельт на изостатические процессы, которые определяю т стабильность
п олож ен ия об ластей р а з м ы в а и седиментации районов дельт.
Н а зе м н ы е (субаэральн ы е, сухие) дельты [46] формирую тся у усть­
ев эрозионных форм р ел ь еф а в предгорных и межгорны х понижениях,
в о б ластях с резко вы раж ен н ы м континентальны м климатом (гумидные
и аридные зо н ы ). Они те с н о 'с в я з а н ы с новейшими тектоническими дви­
ж ениям и. П од воздействием р а зр а стаю щ и х с я поднятий гор происходит
м играция сухих д е л ь т и конусов выноса в сторону центральны х частей
предгорных и межгорных" впадин. О неотектонических д виж ениях гово­
рит ф ор м а сухих д е л ь т в. п лан е (рис. 42): одинаковое опускание во всех
ч астях дельты (а ); более сильное прогибание удаленной от вершины
части дельты в направлении, -перпендикулярном к склону горного хреб­
та (б) ; то же, в нап равлен ии под острым углом (в); п ереж атость, сви­
д етел ьств ую щ ая о двух .соседних четковидно расположенны х антиклина­
л ях (г); наличие в пред ел ах д ельты одной синклинали (грабена) или
двух соседних четковидных синклиналей ( д ) ; поднятие антиклинали
(горста), пересекаю щ ее д ел ьту (е). О трицательны е структуры, продол­
ж а ю щ и е прогибание и в четвертичное время, обычно не вы раж ен ы в
рельеф е поверхности, т а к к а к они компенсируются осадконакоплением.
142
Рис. 42. Ф орма наземных дельт в различных тектонических условиях
А — по К. В. Курдю кову (а—е — типы дел ьт); Б — по Н . П . Костенко: а — полное н алож ение; б —
частичное наложение; в — причленение; г — раздельн ое располож ение; д — комбинация различных
случаев; / — современные отложения; 2, 3, 4 — разновозрастны е комплексы четвертичных отлож ений
Иногда они в ы р а ж а ю т с я заболоченны м и п ониж ениям и поверхности
дельты.
Х арактер миграции назем ны х д ел ьт вниз по течению в условиях
поднятий горной страны п оказан на рис. 42, Б. О б щ и е деф орм аци и н а ­
земных дельт вы зы ваю тся неравномерны м расш ирением горного о б р а м ­
ления или развитием поднятий в пред ел ах впадин. Н а молодых пролювиальных равнинах, х ар актери зу ю щ и х ся очень однообразны м почти
плоским рельефом, основным методом вы явлени я л о кал ь н ы х новейших
поднятий является ан ал и з планового р асп о л ож ен и я и глубины в р е з а
временных потоков, которые чутко реагирую т на сам ы е незначительные
изменения уклонов земной поверхности.
Методы изучения морских побережий и шельфа. З о н а современного
взаимодействия суши и моря — береговая зо н а — в кл ю ча ет узкую п оло­
су суши, подверженную воздействию прибоя, и часть морского дна, с в я ­
занного с волновым д виж ением воды. П р и л е г а ю щ а я зона относительного
поднятия береговых линий н азы вается п обереж ьем , а м елковод н ая
143
часть подводной окраины материков, непосредственно прим ы каю щ ая к
континенту и в структурно-геологическом отношении продол ж аю щ ая
материковую платф орм у, пред ставл яет шельф, в пределах которого со­
хран яю тся относительно погруженные береговые линии и остатки субаэрального рельефа. В п ределах скла д ч аты х областей шельф образует
край континента — всегда узкую абразионно-денудационную поверх­
ность. Таким о бразом , ш ельф не яв л яется самостоятельны м структур­
ным элементом, хотя по этому вопросу имеются и иные точки зрения
[71].
Вся оп исан ная зона имеет следы миграции береговой линии, что*
н аш л о отр аж ен и е в денудационны х и аккум улятивны х ф ормах рельефа
и особенностях осадконакопления. Комплексный анализ этих датгных
позволяет выявить новейшие и современные тектонические движения.
П ри этом следует иметь в виду, что нельзя р ассм атр и в ать береговые
ф орм ы рел ьеф а, не п рин и м ая во внимание тех подвижных форм, кото­
рые скрыты под водой, т а к ж е ка к невозможно понять подводные ф ор­
мы р ел ь еф а без учета геоморфологии береговых форм и геологической
структуры. Д л я в ы явлени я неотектоники описываемой зоны применяется
сл ож н ая , к ом п л ек сн ая методика. В нее входят описанные выше методы
изучения геологии морского дна, ан ал и з донных осадков, их литологии
и стратиграф ии , применения методов эхолотирования, геолокационных
исследований, сейсмоакустическое профилирование, структурно-геологи­
ческий ан ал и з д ан ны х аэрофотосъемки и космических снимков. В пре­
д ел ах береговой полосы прим еняю тся все методы геолого-геоморфологических исследований. В ы явление неотектоники и современных движений
побереж ья, береговой зоны и ш ель ф а основывается главным образом на
различны х геолого-геоморфологических признаках, геофизических д а н ­
ных, дополняемы х м а те р и а л а м и других методов исследований. О преде­
ленную слож ность в количественные оценки движений вносят эвстатические колебан и я океанического уровня. Всем этим вопросам посвящ ена
об ш и рн ая л и т е р а т у р а [71], что и зб а в л я ет нас от необходимости допол­
нительно р ас с м а т р и в а т ь эту проблему.
Общ ую х ар актер и сти ку дви ж ени й земной коры в областях побере­
ж и й могут д а т ь ан ал и з и оценка типа побережий в целом. О днако гео­
морфологический тип берега не имеет прямого отношения к его совре­
менной подвижности. Н аи б о л ее я р к о о т р а ж а е т тектонический процесс
группа погруж енны х или опущенных берегов. Больш инство бухт о б р а­
зуется в р езу л ь тате опускания суши. Ч а щ е всего они развиваю тся в
устьевых частях долин рек. От конфигурации и н ап рав л ен ия этих долин
зависит и тип возни каю щ его .берега. В геоморфологии известны несколь­
ко таких типов: риасовый; образую щ и й ся при затоплении эрозионных
долин (бухты имеют вид воронок, расш ирением обращ енны х к морю,
суж енны м концом прим ы каю щ и х к д о ли н е); д алм атски й, отличающийся
ориентировкой затопленных долин, идущих п арал л ел ьн о морскому бере­
гу; фиордовый, наиболее изрезанны й тип берегов, представляю щ ий со­
бой затоп лен н ы е троговые долины, встречаю щ иеся в областях, подвер­
гавш и х ся оледенениям; ар а ль ск и й (выделенный Л . С. Бергом и уточ­
ненный Б. А. Ф едоровичем ), разв и ваю щ и й ся в рыхлых песках и о б л а ­
д аю щ и й сложной конфигурацией береговой линии, которая образует л а ­
биринты узких и длинных мысов, чередую щихся с таким и ж е заливами,
с многочисленными островами, отделивш имися от моря озерами. П о­
следний тип, у ка зы в аю щ и й на отрицательны е д ви ж ени я суши, встреча­
ется не только в п р ед ел ах юго-восточной части А ральского моря, но и
в других р ай о н ах (К аспийское море, озеро Б а л х а ш и др.).
144
Во всех типах опущенных берегов их резко и зрезан н ы й контур с
многочисленными зал и в ам и , бухтами, полуостровами, мысами, остро­
вами свидетельствует о направленности тектонических движ ений к по­
гружению. При этом процессы аб рази и не успеваю т вы ровн ять назем ны й
рельеф и море проникает в понижения, з а т о п л я я устьевые части речных
долин.
Обычно в так и х слу ч аях во внешней части п рилегаю щ его ш е л ь ­
фа наблю даю тся следы затоп л ен и я в виде подводного про до л ж ени я
речных долин, моренных гр яд и других элементов; су б аэ р ал ь н о го р ел ь е­
фа. Нередко затопленными о казы в аю тся древние почвенные горизонты,
торфяники, погребенные льды, м н оголетн ем ерзлы е горные породы ( К а р ­
ское море, пролив Л а п т е в а и др.) и т. п.
Геоморфологические и историко-археологические Данные позволяю т
констатировать д ви ж ени я земной коры, их н ап равлен ность и очень п ри ­
ближенно судить о средней скорости их проявления. Что ка сае т ся со­
временного процесса изменения п олож ен ия уровня моря относительно
его берегов, то изучение морфологии позвол яет лиш ь установить, п р о­
исходит теократическое или ги дрокрэти ческое перем ещ ение береговой
линии. Однако и эта з а д а ч а очень с л о ж н а я и р а зр е ш а е т с я она часто
весьма противоречиво, потому что в п р ед ел ах одного берега могут бы ть
признаки как недавнего погружения, т а к и недавнего поднятия. Д е л а т ь
окончательный вывод о новейшей тектонике мож но только по всем у
имеющемуся фактическому м а те р и а л у [40]. Т акие ж е реком ен дац ии
дает О. К. Л еонтьев, рассм отревш ий в 1978 г. наиболее часто в стр еч аю ­
щиеся ошибки.
При ан али зе перемещений береговой линии необходимо уч иты в ать
соотношение интенсивности денудационны х процессов и тектонических
движений. При медленном поднятии берега и м алой устойчивости с л а ­
гающих его пород а б р ази я успевает ср е зать о б н а ж аю щ у ю с я в р е з у л ь ­
тате поднятия поверхность и береговая линия п р о д о л ж а ет отступать.
Наличие интенсивного процесса ден удаци и м о ж ет привести к соверш ен ­
но ошибочным выводам о направленности тектонических процессов.
В областях, где про явл яется «теп л овая д ен удаци я» в ры хлы х породах,
связанных с вечной мерзлотой, или в о б ла стя х р азви тия ископаемого
льда (например, на Н овосибирских о стр о в ах ) ф ак ти ч ес к ая уб ы ль б е р е ­
гов колеблется от 0,4 до 2,00 м/год. Н екотор ы е участки Гыданского
полуострова за 10 лет вследствие интенсивного р азруш ен ия аб р ази ей
отступили на 1,5— 2 км, и на месте берега о б р а з о в а л а с ь отмель г л у б и ­
ной в 1 м. Энергичное п роявлен ие денудационны х процессов с о к р а щ а е т
площадь берегов континентов и островов. С оздается впечатление, что
суша опускается. В общем случае ак кум ул яти вны е берега большей ч а ­
стью отвечают поднимаю щ имся у ч астк ам побережий, аб р ази он ны е —
опускающимся.
Изучение поверхностей выравнивания. Одним из основных методов
установления неотектонических д виж ений и неотектонических структур,
является метод изучения многоярусного р ел ь еф а и древних п оверхно­
стей выравнивания. Впервые этот метод был применен в услови ях м н о­
гоярусного рельеф а А ппалачских гор. Он основан на принципе о п р ед е­
ления дислокаций не только по каком у-ли бо стр атиграф ич еско м у гори ­
зонту в геологическом р азрезе, но и по поверхности пенеплена. Ф орм а
искривленной или дислоцированной поверхности у к а зы в а е т на степень
развития структуры. Ее во сстан авл и в аю т исходя из допущ ения, что по­
верхность пенеплена соответствует каком у-ли бо стратигр аф ич еском у го ­
ризонту или, к а к считал Б. Виллис, структурной поверхности, что тесно
Ю Зак. 309
145
Рис. 43. В озраст кай­
нозойских поверхно­
стей
выравнивания
Евразии.
По Д . А.
Тимофееву
Равнины
платформен­
ные: 1 — низкие; 2 — вы­
сокие горы; 3 — УралоАппалачского типа; 4 —
Тянынаньско - Прибай­
кальского типа; 5 — м е­
зозойские. На горизон­
тальной оси — встречае­
мость сообщ ений по раз­
ным уровням, в процен­
тах
связан о с допущ ениями, которые д ел аю т ся в отношении осадочных п л а ­
стов.
Во многих стр а н а х сущ ествую т денудационны е поверхности разл и ч ­
ного в о зр аста , р ас п о л ага ю щ и еся о д на выш е другой так им образом, что
весь л а н д ш а ф т приоб ретает терраси рованн ы й многоярусный рельеф.
Бол ьш ой ф актически й м а те р и а л позволил среди кайнозойских поверх­
ностей в ы р а вн и ва н и я Е в р ази и вы делить р я д уровней, которые помогают
в вы явлении неотектоники (рис. 43). Н а гр аф и к е хорошо выделяю тся
четыре пика, соответствующ ие четырем эпохам вы равн и вани я: п алеоге­
новой с макси м ум ом в н ач ал е олигоцена, позднеолигоцен-раннемиоценовой, позднем иоцен-раннеплиоценовой и позднеплиоцен-раннеплейстоценовой. В течение первых эпох были в ы р аботан ы поверхности вы равн и ­
вания, о б разую щ и е в настоящ ее в рем я основные п лощ ад и водо р а зд е л ь ­
ных равнин. К этим поверхностям применим закон В. В. Д окучаев а, ко­
торый гласит, что в к а ж д о м проф иле р ел ь еф а поверхности, р асполож ен ­
ные более высоко, яв л яю тс я и более древними. В большинстве случаев
эта законом ерность сп р ав ед л и в а и в отношении денудационных поверх­
ностей, хотя д л я некоторых районов Сибири и У р а л а были показаны и
иные соотношения. Разн ови д ность такого многоярусного рельеф а пред­
ставл я ю т так н а зы в а е м ы е ^предгорны е равнины» и «нагорные ступени»,
или «предгорные лестницы», установленны е В. Пенком. П редложенны й
им механизм р ел ь еф о о б р азо в ан и я в ы зв а л дискуссию. П редгорные лест­
ницы п р ед став л яю т .денудационные поверхности различной ширины,
ок р у ж аю щ и е горные .массивы и вытянуты е продольными полосами по
его склонам.
М ногоярусны й л а н д ш а ф т м ож ет быть выявлен путем ан ал и за топо­
граф ических к а р т и построения профилей методом, предлож енны м еще
в середине прошлого столетия русским геологом Абихом и на современ­
ном уровне науки разви ты м в 1963 г. Н. П. Костенко. У к азы в ая на р а з ­
ноо бр азие процессов становления тектонических деф орм аци й в рельефе,
Н. П. Костенко отмечает необходимость сопоставления орографических
146
и структурных форм на профилях д л я изучения новейших движений
[26]. Такие профили при осторож ном толковании их в скры ваю т э та ж и
рельефа, которые справедливо соп оставляю тся с э тап ам и тектонической
деятельности (Б. Л. Личков, Ю. А. Скворцов, Ю. А. М ещ еряков,
Г. И. Худяков, Н. А. Флоренсов и д р.)- С омнение в ы зы в ает необходи­
мость выделения Н. П. Костенко поверхностей в ы р авн и ван и я типа предорогенных (доорогенных, исходных), т а к к а к они ничем не отличаю тся от
выделяемых этим же автором поверхностей п латф орм енн ого типа. К ри ­
тика этих представлений д а н а Д . А. Тимофеевым.
После В. П енка В. А. Обручев, М. А / У с о в , В. А. В арсан оф ьев а,
Д. Д. Наумов, Л. С. Кинг и др. о б ъяснял и ярусность р ел ь еф а н ерав н о­
ценностью продолжительности отрезков времени, соответствующ их э т а ­
пам тектонической активизации, последующего^-'экзогенного расчленения
рельефа и относительного тектонического покоя (рис. 44). Г еом орф оло­
гический цикл — длительный отрезок времени, в котором вы деляю тся
прерывистые стадии. В рем я в ы р авн и вани я .несколько короче геом орф о­
логического цикла и соответствует не только ф а зе нисходящего, но ча­
стично и восходящего р азви тия рел ь еф а [76].
При выяснении соотношений поверхностей в ы р а вн и ва н и я с п о дн я­
тиями следует вы делять помимо пенепленов педиплены и другие типы,
отличающиеся по происхождению. Н е имея возмож ности более подробно
останавливаться на этом вопросе, отметим, что Ю. А. М ещ еряковы м
[31] было предлож ено расш ирить понятие вы ровн ен ная поверхность и
включить в него поверхности разного генезиса, получивш ие назван ие
полигенетических (д ен уд ац ион н о-аккум уляти вны х). О д н ако это не мо­
жет способствовать, по наш ем у мнению, их четкому генетическому во­
сприятию.
Формирование денудационной поверхности происходило в условиях
фазы или относительного п огруж ен и я данного у ч астк а земной коры (а
не возды мания) или его длительного относительно стабильного состоя­
ния, за которой сл ед ов ал а ф а з а подъема. Ввиду того что к о л е б а т е л ь ­
ный характер движений, приводящ ий к о б разов ан и ю ярусного рельеф а,
может иметь разны е ам пли туду и период, о б р азо в ан и е поверхностей
выравнивания мож ет быть св язан о с д ви ж ени ям и разн ы х рангов и
иметь разное происхождение и распространение. К а к п о к а за л в 1981 г.
А. Д. Н аумов,-пенеплены, п р ед став л яя сам остоятельную историко-гене­
тическую категорию рельеф а, возни каю т в р езул ь тате п р ео б л а д а н и я
экзогенных процессов н ад эндогенными в стадию перехода ск ла д ч ато й
области в п латф орм у (стадию пенепленизации) и п риводят к о б р а з о в а ­
нию региональных поверхностей в ы р а вн и ва н и я и действительно я в л я ­
ются выровненными. Только они могут считаться реперны ми (б ази сн ы ­
ми) поверхностями д л я всех остальных, разв и ва ю щ и х ся на ней в после­
дующие стадии и в меньших о трезк ах времени функционирования. Т а ­
кие поверхности, создаю щ ие ярусность рел ьеф а на м атери ковы х п л а т ­
формах или в горных областях, имеют более мелкий ранг, иное проис­
хождение, более ограниченное региональное распределение, чем пене­
плены, и не могут сравн и ваться с ними ни по общегеологическому, ни по
геоморфологическому значению. П оследние в развитии природной си­
стемы о т р аж аю т состояние наибольш ей энтропии, что отли чает их от
всех других крупных генетических категорий рельеф а, явл яю щ их ся
результатом направленного р азв и ти я структуры или резкого изменения
климатических условий.
Таким образом, выровненные поверхности не о б язател ьн о д олж н ы
быть пенепленами, знаменую щ ими конечную ф а зу географического цик10*
147
и
н
Рис. 44. М одели циклического развити я рельефа, показываю щ ие отношения между
поднятием и временем. П редполагается, что базис эрозии (Б. Э.) фиксирован в тече­
ние всего цикла. По Д ж . Б. Торнесу и Д . Брунсдену
А — м одель В.
М . Д эвиса: / — время поднятия, / / — юность, / / / — зрелость, / У — старость; а — выпукло-вогнуты е склоны долин; б — развитие пойм; в — поднятие быстрое вначале, затем прекра­
щ ение поднятия; г — пенеплен. Б — м одель В. Пенка: / — развитие восходящ ее; II — то ж е , по­
стоянное; 111 — то ж е , нисходящ ее; а — склон гравитации; б — склон смыва; в — инзельберг; г —
поднятие, затем прекращ ение поднятия; д — конечная равнина. В — м одель В. Пенка: а — подня­
тие; б — углублен ие долин д о д ости ж ен и я максимума расчленения рельефа; в — вогнутые склоны,
образуем ы е параллельным отступанием «наклонных поверхностей»; г — конечная равнина. Г —
интерпретация м одели Л . Кинга: / — юность; II — зрелость; / / / — старость; а — общ ее поднятие,
затем его прекращ ение; б — образован и е форм с постоянно устойчивыми склонами; е — отступа­
ние склонов; г — выпуклая верш и н а; . д — уступ; е — обломочный склон; дас— педимент; з — боковая
коррозия; и — параллельное отступание склонов; к — и сходн ая поверхность; л — рельеф и склоны,
вы полаживающ иеся только на последней стадии; м. — бивогнутая конечная форма; к — педиплен.
/ / — высота; hi — то ж е , наивысших, водораздел ов; Л2 — то ж е , днищ основных долин; Г — геологи-
’к .
ческое время
л а В. М. Д эви са. К а к п о к а за л В. П енк, они могут быть первичными д е­
нудационными (остаточными) равнинам и, которы е образую тся во время
п однятия страны. Б. Виллис- пред лож ил н азы ва ть их зрелой поверхно­
стью. Этим термином он об о зн а ч а л рельеф любой степени зрелости: н а ­
чальной, полной или сг л а ж е н н о й . Я в л я ясь производной денудации к а ­
кого-то п ро м еж у тка времени-, з р е л а я поверхность м олож е р азн о о б р аз­
ных структур, которые она срезает. С другой стороны, она древнее всех
тех движ ений, которые ее д еф о р м и р о в ал и или см ещ али. В этом отно­
шении з р е л а я поверхность- б ли зк а пенеплену, о б разует резкий контраст
с интенсивно расчлененным и склон ам и горного сооруж ения, но отлича148
€тся менее законченным воздействием на нее процессов денудации. Она
устанавли вает п ро м еж уток времени, который за к л ю ч ае тся м е ж д у д вум я
эпизодами: поднятием (складчатостью ) до о б р а зо в а н и я «зрелой повер х­
ности» и ее последующей деформацией. Это относительные возрастн ы е
реперы, позволяю щие р азл и ч а т ь этап ы р азв и ти я данной области.
Б олее точно условия о б разо в ан и я поверхности и ее в о зр аст о п р ед е­
ляю тся в случае если она о к а зы в ае тся перекрытой бли зким и ей по в о з­
расту отложениями. Ч а щ е всего это озерные, ал л ю в и а л ь н ы е отлож ения,
реж е морские. И ногда на них обр азую тся коры вы ветри ван и я. О п р ед е­
ление генезиса поверхностей в ы р а вн и ва н и я '— з а д а ч а . край н е сл о ж н ая .
Ч ащ е всего они связан ы с воздействием разли чн ы х денудационны х п ро ­
цессов. В разны х горных стр а н а х количество, в о з р а с т и гипсометриче­
ское полож ение поверхностей в ы р а вн и ва н и я • о к а зы в аю тс я разными.
В альпийской складч ато й зоне денудационны е поверхности об р азо в ал и сь
геологически за короткий п ро м еж уток времени — неотектонический этап.
В других горных ст р а н а х возрастной д и ап азо н их зн ачительн о ш ире и
среди них разл и чаю т палеогеновые, меловы е и д а ж е ю рские поверхно­
сти. Многие из них о казы в аю тся высоко приподнятыми. О б р а з о в а в ш а я с я
в геологическом прошлом на незначительной высоте (близ уровня м о р я ),
разность гипсометрических отметок (с введением р я д а поправок) позво­
ляет высчитать их общую ам плитуду поднятий.
Трудности в определении в о зр аста поверхностей в ы р авн и ван и я по­
могает разреш ить изучение коррелятн ы х им отложений, ф о р м и р о в а в ­
шихся п ар ал л ел ь н о с образо ван ием этих поверхностей. К а ж д о й из них
в смежных о б ластях ак кум уляц и и соответствуют пачки осадков, в ы д е­
ляющихся литологическим составом. Э тапы поднятий, п ривод ящ и е к
оживлению эрозионной деятельности и врезанию речной сети, х а р а к т е ­
ризуются накоплением отлож ений грубообломочного состав а з н ач и те л ь ­
ной и изменчивой мощности. В них н аб лю д аю тс я элем енты перем ы ва
кор выветривания. В ы р а б о тк а поверхностей в ы р а вн и ва н и я в р а зр е зе
фиксируется мелкообломочными, глинистыми, иногда органогенными или
хемогенными о тлож ен и ям и с небольшой и в ы д ерж ан н ой по п лощ ад и
мощностью. В рай о н ах Средней Азии, К а в к а з а и других нередки случаи,
когда в резу л ьтате процессов денудации и у д ал ен и я толщ и пород, несо­
гласно зал егаю щ ей на более древнем ф ундаменте, происходит « о ткап ы ­
вание» ранее о б разован ны х денудационны х, часто аб р ази он н ы х поверх­
ностей.
В пределах Азии был выделен верш инны й уровень (ги п ф ел ф л у р ),
проходящий через вершины, которы е в больш инстве случ аев п р ед став ­
ляют останцовые горы древней эрозионной поверхности или отдельны е
эродированные вершины, л е ж а щ и е или несколько выше, или н иж е в ер ­
шинной поверхности. Этот уровень, по А. Пенку, о б р азу ет к а к бы ги­
гантский свод, местами с ш ирокой волнообразной изогнутостью. Т акие
вершинные поверхности н аб лю д аю тся и в других горных странах. По
мнению К. Оллиера, они свидетельствуют не о едином больш ом пен еп ле­
не, а интеграционно о то б р аж а ю т п реж н и е уровни денудации, в н а с т о я ­
щее время приподнятые в виде широкого свода. В А льпах это поднятие
датируется поздним плиоценом и плейстоценом.
Д ополнительны е структурно-геоморфологические методы вы явления
неотектоники. Д л я вы явл ени я новейших тектонических дви ж ени й и но­
вейших тектонических структур используются и некоторы е д опол н и тел ь­
ные приемы и методы геоморфологии. К р а т к о отметим некоторы е из
них.
149
И зучение п олож ен ия современной снеговой линии и древних оледе­
нений, а т а к ж е н аблю ден и я н ад вечной мерзлотой могут д а т ь м атериал
по новейш им тектоническим д виж ениям . И звестны случаи изменения
величины депрессии снеговой границы, которое невозможно объяснить
только климатическим и особенностями, и приходится предположить
проявление новейших (после эпох оледенения) д виж ений земной коры.
Т а к К- К. М ар к ов о б ъ яс н я ет более низкое полож ение снеговой границы
на ю жном склоне Ф ерганского хреб та по сравнению с северным. А на­
логичные примеры описаны д л я Восточного П а м и р а (К аш гарск ие горы ),
д л я восточной окраины Тибета, д л я Г и м алаев, Альп и др. [29]. При
рассмотрении величины депрессии снеговой линии для более древних
оледенений необходимо принимать во внимание не только движения,
которые были позднее последнего оледенения, но и предшествовавшие
ему. А. И. П опов считает, что ф орм и ро ван ие мощ ных т о л щ каменного
л ьда, об р азо в ан и е которого связы в ае тся с морозобойными трещ инами в
грунте, р азв и ва етс я в услови ях п огруж ения ал л ю виальн ы х равнин.
Н а проявление тектонических поднятий у к а зы в аю т следы древнего
карста. Н а К а в к а зе , в К ры м у уровни карстовы х пещер значительно при­
подняты над уровнем р усл а рек. Во многих местах на поверхности об­
н аж а ю тся древни е стал агм и ты , некогда об разовавш и еся в карстовых по­
лостях и зап о л н ив ш и е их. О пределение возр аста к а р ста требует примене­
ния в к а ж д о м отдельном сл у ч ае историко-геологических и палеогидрогеологических методов, только после этого мож но говорить о новейших
тектонических д виж ениях.
П о л о ж е н и е и распростран ен ие одновозрастной древней коры выве­
три вани я л атеритн ого или каолинового типа позволяю т говорить о про­
явлении новейших движений. К ора вы ветри ван и я формируется в усло­
виях определенного к л и м ата , м а л о контрастного р еж и м а тектонических
д виж ений и преимущ ественно пенепленизированного рельефа, невысоко
приподнятого н а д уровнем моря (100— 200 м ). В стречаемы е на разных
высотах остатки древних форм р ел ь еф а с корой выветривания у к а зы ­
ваю т на последую щ ую д еф о р м а ц и ю земной поверхности.
В ы явл ени е неотектоники в условиях эолового рел ьеф а песчаных
пустынь весьм а затруднено. З а д а ч а сводится к обнаруж ению тектогенно
обусловленны х элем ентов эолового рельеф а. Это достигается подробным
л а н д ш а ф т н ы м и историко-геологическим изучением. О б л и к и интенсив­
ность разв и ти я эолового р ел ь еф а о п ределяю тся свойствами геологиче­
ского суб стр ата, местными особенностями р е ж и м а и динамики призем­
ного слоя воздуш ны х потоков, о б условли ваем ы х х арактер ом доэоловой
подстилаю щ ей поверхности, дл-ительностыо воздействия эоловых процес­
сов в их взаим одействии с тектоническими движ ениям и. П ри этом р а з ­
дельно изучаю т крупные ф орм ы эолового р ельеф а, обычно о к а зы в аю ­
щиеся неэоловыми по своему генезису и имеющие в основном тектони­
ческую природу. Ч асто бни- разв и ва ю тся на первичной аккумулятивной
поверхности, в различной степени измененной экзогенными процессами
и тектоническими д виж ениям и. Б олее мелкие формы рельеф а, связан ны е
с деятельностью в етра, яв л яю тс я налож енны м и.
В ыяснение степени участия ка ж д о го из ф акторов в создании круп­
ных черт рел ь еф а песчаных массивов, общей направленности развития
рел ь еф а на доэоловой и эоловой стадиях, выделение из них тектониче­
ской составляю щ ей — главнейш ие зад ач и неотектонического ан ал и за эо­
лового рельеф а. Р е ш а т ь их очень трудно из-за отсутствия каких-либо
четких критериев м еж д у аэродинамическим и условиями формирования
разны х категорий эолового рел ьеф а и тектоническими д еформациям и.
150
0
2
-Р - 4
Рис. 45. Примеры линейного расположения такы ров вдоль зоны разлом а Устюрт. По
Л . П. П олкановой и В. В. Ш олохову
/ — увалы и возвышенности
плато; 2 — долинообразны е понижения;
простирание п редполагаем ого разлома
3 — глинистые такыры;
4—
Вместе с тем так и е связи н ам ечаю тся м еж д у л о кал ь н ы м и п роявлениям и
тектонических движений и морфологическими особенностями эолового
рельефа. Р асту щ и е л о кал ь н ы е поднятия н ар уш а ю т аэро дин ам и ческие и
гидрогеологические условия, что о т р а ж а е т с я на распределении котловин
выдувания, появлении в пониженных местах коренных горных пород,
появлении смешанных морфогенетических типов песков, распределении
солончаков, такы ров и пр. [57].
В.
П. Мирошниченко, Б. А. Федорович, J1. П. П о л к а н о в а, Ю. М. Кле
нер и др. предполагаю т, что в песчаных м асси вах д еф л я ц и я сильнее п ро­
является на участках, испыты ваю щ их новейшие д ви ж ен и я п о л о ж и те л ь ­
ного знака. В массивах, полностью о б р азов ан н ы х подви ж н ы м и песками,
тектоническая интерпретация крупных форм р ел ь еф а очень трудна. Р а з ­
рывные деф орм ации вы я вл я ю тся прямолинейностью (рис. 45), большой
интенсивностью и вытянутостью форм эолового рел ьеф а и гран и ц р а з ­
личных морфогенетических типов и элементов л а н д ш а ф т а песчаны х пу­
стынь.
ГЕ О Ф И ЗИ Ч Е С К И Е , А Э РО М Е ТО Д Ы И К О С М И Ч Е С К И Е М ЕТО Д Ы
И ЗУ Ч Е Н И Я Н Е О Т Е К Т О Н И К И
Геофизические методы. В последнее врем я хорошо установлены
корреляционные связи м еж д у интенсивностью и направленностью новей­
ших тектонических движ ений и ф о рм а м и р ел ь еф а земной поверхности
(особенно крупными), мощностью земной коры, ее геофизическим стр ое­
нием. Эти вопросы освещ ались Р. М. Д еменицкой, Н. А. Беляевски м ,
А. А. Борисовым, И. А. Р езан овы м , Ю. К. Щ укины м и др.
Применение геофизических методов — необходимый элем ен т совре­
менных неотектонических исследований. Они позволяю т вы яви ть х а р а к ­
тер тектонических движений, понять глубинное строение крупных мор­
фоструктурных элементов. Исходным м а тер и ал ом д л я исследований я в ­
ляются карты гравитационных и магнитных аномалий, гравитационны е
и магнитные профили, кривые вертикального электрического зо н д и р о в а­
151
ния, к арты сопротивлений, сейсмические профили, дан ны е по тепловому
потоку и др. И н тер п р ета ц и я всех у к а зан н ы х м атер и ал о в д о л ж н а д а ­
в аться с учетом особенностей геологической структуры.
Н а и б о л ьш у ю и нф орм ац ию о строении коры и верхней мантии З е м ­
ли получаю т с помощ ью гравим етрических и сейсмических методов. М е­
тоды магнитометрии, радиометрии, электрометрии вскры ваю т строение
недр на относительно небольш их глубинах.
С е й с м и ч е с к и е м е т о д ы основываю тся на изучении колебаний,
вы зван н ы х зем летрясен иям и и взры вам и, которые регистрируются на
поверхности З е м л и специальной аппаратурой. Они имеют лучшую р а з ­
реш аю щ ую способность при изучении горизонтально-слоистых сред и
о б л а д а ю т большей чувствительностью. Эти методы геологически более
эф ф екти вн ы при изучении осадочных чехлов п латф орм и крупных в п а ­
дин. О т р а ж а ю щ и е границы и слои с разн ы м и скоростями прохождения
упругих волн точно соответствуют геологическим границам. Это един­
ственный метод, даю щ и й и нф орм ацию о структуре глубоких недр З е м ­
ли. П р и род а сейсмических гр ан и ц трак ту ется по-разному. Спорные д а н ­
ные д аю т эти методы в отношении л а т е р а л ь н ы х неоднородностей. М енее
информ ативны они в услови ях кристаллического ф ун дам ен та, н ередко
входя в противоречие с гравиметрическими данны ми, которые д ля таких
районов имеют л учш ие результаты . Ш ироко используется метод д е т а л ь ­
ных профильны х сейсмических исследований (П С Н ) и метод глубинных
сейсмических зондирований ( Г С З ) , в ы я вл я ю щ и х строение литосферы д о
глубин 250 км и более. М етод Г С З я в л я е тся одним из основных в в ы яв­
лении строения верхней мантии. П рим енение сейсмических методов от­
кр ы в ает возм ож н ости д л я изучения соотношений глубинных и поверх­
ностных геологических структур, в том числе новейшего э тап а р азв и ­
тия. М етоды эхо лоти р ован ия и сейсмоакустический были рассмотрены
выше.
Г р а в и м е т р и ч е с к и й м е т о д основывается на различной плот­
ности горных пород, в ы я в л я я конфигурацию геологических тел. Н а б л ю ­
д аем ы е на поверхности величины в виде градиента силы тяж ести и кри­
визны эквип отен ц иальн ы х поверхностей позволяю т определить контуры
и х а р а к т е р изменения подземного р ел ь еф а горных пород, отличаю щ ихся
по своей плотности. В этом отношении д ан н ы е гравиметрии более отве­
чаю т геологическому содерж ан ию , т а к к а к в большей мере о п ред ел я­
ю тся составом пород, сл ага ю щ и х геологическое тело. Г равиметрически­
ми дан ны м и необходимо п о льзов аться осторож но и об язател ьн о в комп­
л ексе с другим геолого-геоморфологическим м атериалом .
Не всегд а м ож но об ъясни ть гравиметрический фон геологическим
строением того или иного района. С ледует учитывать, что карты изоаномал, построенные геометрическим путем по редкой сети гр ави м етри ­
ческих наблюдений, могут привести к крупным ош ибкам в понимании
структуры. Р а с п о л а г а я тол ьк о д ан н ы м и марш рутной гравитационной
съемки, необходимо п оль зов ать ся не к а р там и изоаномал, а отдельными
точ кам и наблю дений и о б язател ьн о п р и в язы в ать их к конкретной по­
верхностной структуре на геологической к а рте (А. Л . Янш ин). К ак у к а ­
з ы в а е т В. А. М агницкий, современное гравитационное поле о т р а ж а е т в
известной мере весь предыдущ ий путь р азв и ти я З ем л и и м ож ет р а с с м а ­
т р и в а тьс я ка к историко-геологическая категория, п о зво л я ю щ ая проник­
нуть в историю р азв и ти я земной коры. Г равитационны е аномалии (в
редукции Буге) определяю тся трем я основными ф ак торам и : толщиной
земной коры, рельефом и новейшими в ерти кальн ы м и дви ж ени ям и зе м ­
ной коры.
152
Некоторые конкретные пути интерпретации ан ом али й силы тяж ести
д л я установления истории р азв и ти я р ел ь е ф а были д ан ы К. К. М арковы м
[29]. Совместный ан ал и з гравитационны х и геоморфологических д а н ­
ных можно р ассм атри в ать к а к своеобразный- метод ан а л и за в заи м о д ей ­
ствия эндогенных и экзогенных сил в историческом р а зр е зе [31]. Это
вытекает из того, что аномалии силы т я ж е с т и о т р а ж а ю т б а л а н с в е щ е ­
ства (избыток его или д еф и ци т), сл ож и вш и йся на определенных у ч а с т ­
ках земной коры в виде длительного взаи м одей ствия тектонических
поднятий и опусканий и д ен удаци он но-аккум уляти вн ы х процессов. Д р у ­
гим в ы раж ен и ем того ж е взаим одействия с л у ж а т крупные ф ормы р е л ь е ­
фа. Помимо оценки зн а к а и величины б а л а н с а вещ ества, слож и вш егося
в ходе развития отдельных участков земной коры, гравиметрические
данные позволяю т подойти к выяснению природы глубинных процессов,
в результате которых сф орм ировали сь крупные морф оструктурны е э л е ­
менты. Таковы ми могут быть ка к медленные процессы перем ещ ения
подкорового вещ ества в горизонтальном н аправлении, т а к и процессы
уплотнения и разуплотнения вещ ества. С привлечением грав и м етр и ч е­
ских м атери алов реш аю тся вопросы проявлен ия изостазии, в частности
гляциоизостазии и гидроизостазии, а т а к ж е квази эласти чески х д в и ж е ­
ний.
Анализ гравиметрических д ан ны х п оказы в ает, что региональны е
гравитационные аномалии, не связан ны е с мощ ным осадочным п о кр о­
вом, обусловлены разл и чи ям и в толщ ине земной коры. Грави тац ион н ы й
минимум в об ластях новейших поднятий св яза н с утолщ ением земной
коры; гравитационный максимум в области депрессий — с уменьш ением
мощности. Т аким образом, крупные неотектонические структуры (под­
нятия и впади н ы ), создан н ы е новейшими тектоническими дви ж ени ям и,
отр аж аю т процесс изменения мощности зем ной коры. П ри изучении ко ­
ры и мантии используются корреляц ион н ы е связи м е ж д у плотностью и
скоростью упругих волн. Д о глубин 5—7 км э т а ко р р е л я ц и я н аи более
разноречива. Г лубж е — становится более устойчивой вследствие з а к р ы ­
тия пор под влиянием литостатического д ав л ен и я ( ~ 1 0 8 П з ) . С у в е л и ­
чением скорости упругих волн (более 8 км/с) сопоставление ее значений
со значениями плотности становится малообоснованны м.
М а г н и т о м е т р и ч е с к и й м е т о д б ли зок к предыдущ ему. Он
основывается на различии магнитной проницаемости пород. П о д анны м
магнитометрии р ассчиты ваю тся глубины за л е г а н и я верхних и ниж них
кромок тел, образую щ их аномалии. Д а н н ы е магнитометрии позволяю т
изучить структуру земной коры до глубин не более 10— 20 км и оцени­
вать глубину зал е га н и я точки Кюри (тем п ер ату р а около 600 °С), н иж е
которой горные породы становятся немагнитными. Д а н н ы е м агн и то м ет­
рии помогают п рослеж и вать зоны глубинных разлом ов.
Ш ирокое р азвитие получил п а л е о м а г н и т н ы й м е т о д . П алеомагнитные исследования широко прим еняю тся д л я изучения а н о м а л ь ­
ного магнитного поля океана. В озм ож н ость исторической и н терп рета­
ции этих данных позволила Ф. В айну и Д . М этью зу и сп ользовать их
для глобальной гидромагнитной съемки. З а последние 10— 15 л ет п олу­
чена совершенно новая и нф орм ац ия о возр асте д н а и истории эволю ции
литосферы современного Мирового океана. Г еологическая п р ирод а ан о ­
мального магнитного поля о ке ан а о б ъ я с н я л а с ь п рео б ладан ием остаточ ­
ной намагниченности н ад индуктивной у пород, с л аг а ю щ и х о к еан и ч е­
скую кору; сущ ествованием инверсий геомагнитного поля и р а зд в и г а н и ­
ем литосферных плит с поступлением новых порций мантийного в е щ е ­
ства в рифтовых зонах. За сты ва н и е этого вещ ества происходит в м а г ­
153
нитном поле Земли, которое врем я от времени меняет зн ак на обрат­
ный, и породы приобретаю т остаточную намагниченность, обратную по
отношению к ран ее о б разов ан ны м о б р ам л яю щ и м участкам.
Таким образом, б л а го д а р я инверсиям главного магнитного поля со­
зд ается разл и чи е в н ап равлен ии первичной термоостаточной намагничен­
ности океанической коры, которое сохраняется при ее последующих пе­
рем ещ ениях в составе литосферны х плит по поверхности Земли. О к еа­
ническая кора состоит из палеом агни тн ы х тел с переменным знаком,
вытянутых п ар а л л е л ь н о рифтовой трещ ине и симметричных относитель­
но нее. Гидромагнитны е исследования, подтверж денны е данны ми глубо­
ководного бурения, позволили созд ать абсолютную ш к ал у инверсий гео­
магнитного поля f и нтервал е времени от наших дней до наиболее древ­
ней коры в п р ед ел ах л о ж а современного о кеана. Б л а г о д а р я глобальн о­
сти и быстроте смены зн а к а главного магнитного поля Зем ли (х а р ак ­
терное в рем я одной инверсии — п ор яд ка тысяч л ет) эта ш к ал а для
позднего кайнозоя вы гл яди т очень подробной. Точность абсолютной
ш калы времени прямой и обратной полярности главного магнитного по­
л я З е м л и д л я б ли ж а й ш и х к нам 10 млн. л ет определяется в основном
точностью К/Аг метода и со став л яет 2— 3 % (по К. Л е Пишону и др.);
в более позднем интервале времени кайн озоя — достигает 10 %. С равне­
ние этой ш к ал ы с биостратиграф ическими и изотопными определениями
в о зр аст а пород, поднятых со дна океана, позволило установить значи­
тельные р асх ож д ен и я д л я шестой магнитной аномалии, которые увели­
ч иваю тся к 13-й и ещ е более возр аста ю т к 21-й (43,37 млн. лет по новой
ш кале, вместо 52,41 млн. л е т ), дости гая разницы свыше 12 млн. лет
близ 24-й ан ом али и (по Д . Тарлингу, Д . М итчелл у ).
Н а и б о л е е в аж н ы м результатом морских гидромагнитных исследова­
ний, п одтверж денн ы х дан ны м и глубоководного бурения, явилось вы яв­
ленное в сам ы х разли чн ы х рай о н ах М ирового океан а чередование знака
магнитного поля, повторяю щ его частоту его инверсии. Все это позволи­
ло составить сводную кар ту в о зр аст а дна М ирового океана, п оказы ваю ­
щую, в соответствии с концепцией тектоники плит, р азр а стан и е океани­
ческих впадин и геометрические законом ерности полосовых магнитных
ан о м али й (рис. 46).
Д ру гим нап равл ен ием п алеом агни тн ы х исследований является изу­
чение п алеом агнитного в екто ра ориентированных образцов разн о в оз­
растны х горных пород, отобранны х на континентах. Полученный м ате­
риал п оказы вает, что на протяж ени и кайн озоя происходила ч астая сме­
на полярности. Д л я антропогена и неогена среднее состояние геомагнит­
ного поля з а п р о м е ж у т о к 'в р е м е н и п ериода 105— 106 лет — это поле
почти ц ентрального диполя, ориентированного по оси в ращ ения Земли.
П а ле о м агн и тн ы е д ан н ы е позволяю т получить п алеош ироту и н ап р ав л е­
ние п ал ео м е р и д и ан а и ^установить перемещение полюса или местополо­
ж ение и ориентировку материков в геологическом прошлом. Вместе с
тем надо зам етить, что имеются разл и чн ы е взгляды на понимание и
и нтерпретацию палеом агни тн ы х д ан ны х в п ределах к а к континентов,
т а к и океанов.
‘
Г е о э л е к т р и ч е с к ' и е м е т о д ы пред ставл яю т группу методов,
использую щ их разл и чн ы е физические свойства горных пород (удельное
сопротивление, диэлектрические постоянные и пр.). М. Н. Бердичевский,
Л . Л . В ан ья н и др. изучали вари ац и и электромагнитного поля Земли.
Эти методы получили н азв ан и е магнитотеллурических. Глубинное м аг­
нитотеллурическое зондирование (Г М Т З) позволяет выявить изменения
с глубиной электропроводности пород и выделить в литосфере высоко1 54
приводящие слои, которые св язы в аю тся с частичным распл авл ен и ем в е­
щества. Эти данны е существенны д ля вы явл ени я глубинного строения
геологических структур и связи с ними новейших тектонических д в и ­
жений.
В ажны м и чутким п оказател ем интенсивности новейшей тектониче­
ской активности яв л яе тся величина теплового потока, и зучаем ая геотер­
мическими методами. В еличина т е п л о в о г о , п о т о к а — один из в а ж ­
ных п оказателей активности геодинамических процессов. Установлено,
что тектоническая ак тиви зац ия происходит под влиянием теплового и м ­
пульса, возникаю щ его в недрах Земли. Тепловой реж им того или иного
района связы вается с проявлениями тектоно-м агм атичееки х д и н ам и ч е­
ских процессов.
Принцип оценки теплового п отока сводится *к измерению т е м п е р а ­
туры на разны х глубинах, расчета тем пературного гр ад и ен та и опр ед е­
ления удельной теплопроводности (коэф ф ициента теплопроводности)
данного блока горных пород. Умножением, град и ен та тем перату ры на
коэффициент теплопроводности п о л у ч ае тся.п л о тн о с ть п отока тепловой
энергии или теплового потока. Геотермические н аблю ден и я очень т р у ­
доемки, сложны и проводятся в ограниченных р азм ер ах.
Установлено, что во многих об ластях Русской плиты, Средней Азии,
Кавказа и других местах молодые впадины х ар а к тер и зу ю тся крупными
положительными аномалиям и. Это у к а з ы в а е т на активны е эк зо тер м и ч е­
ские геодинамические процессы под вп ади н ам и и на активную тек тон и ­
ческую природу самих впадин. Геотермический метод успеш но п рим е­
няется и для изучения отдельных структурны х ф орм в виде складок,
куполов и пр. Построенные геотермические карты отчетливо в ы я вл я ю т
основные структурные формы. В св одах ан ти кл и нальн ы х поднятий гео­
термический градиент обычно увеличивается. Н а одних и тех ж е гл уби ­
нах тем пература в сводовых у ч астк ах выше, чем на к р ы л ья х и в син­
клиналях. Геотермические дан ны е позволяю т получить в а ж н ы е сведения
для решения различны х геодинамических задач.
Таким образом, х ар а к тер полей, геотермические аномалии, их п р е­
обладающие простирания и зучаю тся разн о о б р азн ы м и геофизическими
методами. У стан авливаю тся особенности и приуроченность геоф и зи че­
ских полей к выделенным древним и новейшим структурны м ф о рм ам
разных порядков. В ы явл яю тся их глубинны е границы и проводится со­
поставление с поверхностными гран и ц ам и древних и неотектонических
структурных форм. У стан ав л ив ается соотношение простираний гео ф и ­
зических аномалий с простираниями разн ы х структурны х э т а ж е й и ф о р ­
мами проявления неотектоники.
О бращ ается внимание на поведение геофизических полей в зонах
перехода различных неотектонических структур и геоструктурных зон.
Правильные выводы о д ин ам ик е неотектоники мож но получить только
при комплексном использовании данных, п о лучаем ы х всеми описанными
выше методами. Д ополнительно геофизические методы изучения со в ре­
менных движений будут описаны в гл. V.
Аэрометоды и космические методы исследований. Д и с т а н ц и о н ­
н ы е м е т о д ы исследования поверхности З е м л и и ее геологического
строения помогают р еш ать проблем ы неотектоники и современной д и н а ­
мики литосферы. Н а у ч н ая основа геологического д еш и ф р и р о ва н и я —
индикационное ландш аф товедение, изучение пространственных и исто­
рических закономерностей, в ы р аж ен н ы х в структуре л ан д ш аф то в . В к а ­
честве главны х элементов л а н д ш а ф т а в ы деляю тся рельеф, почвы и р а ­
стительность, тесно связан ны е с геологическим строением. П ри деши155
Рис. 46. Схематическая карта возраста л о ж а Мирового океана. По С. А. Ушакову и
. Ю. И. Галуш кину
1 — четвертичные отложения; 2 — неоген; 3 — олигоцен; 4 — эоцен; 5 — палеоцен; 6 — верхний мел;
7 — нижний мел; S — юра; 9 — триас
ф рировании космических снимков т а к ж е проводится л андш аф тное
истолкование и зо б р а ж ен и я и у стан авл и в аю тся корреляционные связи
меж д у формой элементов л а н д ш а ф т а и структурой земной коры. При
этом рекомендуется состав л ять по м а т ер и ал ам деш и ф ри ровани я геолого-индикационные схемы лан дш афтно-геом орфологического содерж ания
с их последующей структурно-геоморфологической интерпретацией и
наземной проверкой вы явленны х аномалий. П рекрасны м руководством
по вопросам методики геологического применения космической инфор­
маци и м ож ет служ и ть огро м н ая к о л л ек ти в н ая р аб ота [25].
Особое значение приобрели а э р о в и з у а л ь н ы е н а б л ю д е н и я
и н аблю ден и я космонавтов. ’П рименение аэрометодов позволяет более
ц елесообразно в ы би рать м ар ш руты исследований с гарантией, что они
о х в ат ят все объекты, вы явленны е по снимкам. Комбинирование аэро­
в и зу а л ьн ы х н аблю дений, назем ны х м арш рутов и работы по аэрофото­
снимкам, д еш и ф ри ровани ю космических снимков, значительно ускоряет
156
работу тектониста, д ел ает ее более точной и о тк р ы в ает новые в о з м о ж ­
ности в изучении неотектоники. П овторны е аэрофото- и космоснимки
позволяют заф и ксировать д ин ам ику пр оявл яю щ и хся геологических п р о­
цессов. В настоящ ее врем я использую тся не только черно-белые, но и
цветные, спектро-зональны е и прочие виды съемок, в том числе и из ко с­
моса, к а ж д а я из которых имеет свои возможности.
К о с м и ч е с к и е с н и м к и отличаю тся большой обзорностью и ге­
нерализацией изображ ен и я, при этом в о зр а с т а е т значение ф ототона и
колебаний его плотности. Космические снимки п р ед став л яю т д опо л н и ­
тельную информацию, в частности, на них в ы я в л я ю т ся тектонические
элементы погребенных структур, ка к бы «просвечиваю щ их» на поверх ­
ности. Д л я выявления глубинной структуры прим еняю тся методы с р а в ­
нительного а н ал и за и зображ ен и й разного м а с ш т а б а с разн ы м р а з р е ­
шением. Будучи результатом главны м об разом неотектонических д е ф о р ­
маций оболочек Земли, н аб лю д аем ы й на сн и м ках р ельеф несет н аи б о л ь ­
шую информацию п реж д е всего о новейшей структуре, в том числе о
глубинной.
Р азн ообразны м и методическими п рием ам и вы явлено и д о к аза н о
проявление неотектонических д еф о рм ац и й земной коры и ее поверхно­
157
сти не только в горных, но и в равнинных, п латформенны х областях.
П е р ед ач а информ ации о структуре глубинных слоев литосферы на зем­
ную поверхность м ож ет осущ ествляться путем механических д еф о р м а­
ций земной поверхности и св язан н ы х с ними геохимических ее п реобра­
зований. П ервы е в большинстве случаев отраж ен ы в особенностях
рельеф а. М олоды е тектонические движения, о ж и в ля я отдельные эл е­
менты древних структур, в том числе погребенных, вы являю т скрытые
элементы на поверхности и обеспечиваю т их изо бр аж ен и е на космиче­
ских снимках. Н а сн и м ках из космоса хорошо о то б р аж а ю т ся активизи­
рованны е разл ом ы , отвечаю щ ие обстановке р астяж ен и я и увеличения
проницаемости земной коры. В т ак и х условиях в результате разобщения
стенок разры в ов и пониж ения бокового д ав л ен и я на прилегаю щ их у ч а ­
стках происходит р аскры ти е большого числа трещ ин и образование
проницаемой зоны д л я в ертикальной миграции флюидов. Аналогично
с к л а д ч аты м структурам они отвечаю т разгрузке, либо поглощению под­
зем ны х вод и хар актери зую тся, соответственно, потемнением или освет­
лением фона на космических снимках. Т аким образом, индикаторы тек ­
тонических р азр ы в о в,.в ы д ел яю щ и х ся ка к линеаменты, на таких снимках
о т р а ж а ю т х а р а к те р динам ических напряж ений, св язанны х с интенсив­
ностью и н ап равлен ностью новейших и современных тектонических д е­
формаций.
В озбу ж ден и е механических п о дви ж ек обеспечивает проницаемость
земной коры по сети слож н о пересекаю щ ихся трещин, разры вов разл и ч ­
ного генезиса, яв л яю щ и х ся путями э м ан ац и и газов, растворов и разл и ч ­
ных флю идов, в л и я я на почвенно-растительный покров. Геохимические
связи земной поверхности д ал ек о не всегд а зам етн ы в особенностях
л ан д ш аф то в и требую т расш и ф ровк и (В. И. М а к а р о в ). Поскольку д и ­
н ам и ка земной коры оп ределяет верти кальн ую миграцию флюидов,
п р ед пол агаю т и процесс конвективного теплопереноса. Особенно отчет­
ливо этот процесс происходит в м естах миграции газов в верхние гори­
зонты осадочного слоя земной коры. Таким образом в проницаемых сло­
ях происходит и подток тепла.
Это явление, наприм ер, находит яркое вы р а ж ен и е в районе р азв и ­
тия кайнозойских о тлож ен и й в п р ед ел ах Западн о-С и би рской плиты, где
по л и н е ам ен там в верхние горизонты осадочного чехла и на земную по­
верхность происходит конвективный перенос тепла. Последнее способ­
ствует более интенсивному подтаиванию снеж ного покрова (особенно в
н а ч а л е весны) и и зм ен яет его о т р аж ател ь н у ю способность, которая у
снега р а в н а почти 100 %, а . у воды ничтожно м а л а (особенно при съ ем ­
ке в красном и б ли ж н ем и н ф ракрасн о м д и а п а зо н е ), поскольку в лага
п о глощ ает красн ы е и и н ф р а к р ас н ы е лучи. Н а космических снимках это
о т р а ж а е т с я в виде полос затемненного фона. Р а зн о е положение р а зл о ­
мов на деш иф рируемы х; космических снимках иллю стрирует рис. 47.
М е х а н и з м 'п р о с в е ч и в а й и я ;р азл ом ов через тол щ у пород св язан с новей­
шей подвижностью, вы зы ваю щ ей их проницаемость с выносом флюидов,
тепла по зон ам рассеянн о й .д еф ор м ац ии [25].
Н а б л ю д ен и я п о к азы в аю т [26], что могут быть выделены несколько
основных н ап равл ен ий зон дробления, повышенной трещиноватости,
разлом ов, по которым р а зр а б а т ы в а ю т с я долины и р у сл а рек. Это четко
п р о яв л яетс я не только в породах ф ун дам ен та, сложенного магм атиче­
скими и метаморф ическими породами (к а к орогенных, т а к и п латф ор­
менных о б л а сте й ), но и в породах чехла. Структурно обусловленны­
ми могут быть не толькЪ очертан и я русла, но д а ж е мелкие излучины
в осадочны х п ородах чехла и в ры хлы х о тл о ж ен и ях ти па глин, суглин158
Рис. 47. П олож ение разломов в
разрезе и их отраж ение на зем ­
ной поверхности и на космических
снимках в виде линеаментов. По
В. И. М акарову, Б. В. Сенину
А, Б — скрытые (не достигаю щ ие зе м ­
ной
поверхности) разломы, перекры­
вающиеся на больших { /) или мень­
ших (II) глубинах, в разрезе земной
коры (а) и в плане на космическом
изображении (б ) . В — открытые (д о ­
стигающие земной поверхности) р азл о­
мы с наклонным ( / ) и вертикальным
(II) залож ением плоскости (зоны ) см е­
щения в разрезе (а) и в плане на к ос­
мическом изображ ении (б).
I — р а з­
ломы; 2 — блоки земной коры, р а зд е­
ляемые разломами;
3 — слои земной
коры, не затронуты е непосредственно
разломами;
4 — возможны е варианты
механических смещений по разломам;
5 — конус рассеяния механических д е ­
формаций;
6 — неравномерный восхо­
дящий поток глубинных флюидов, га ­
зов, тепла; 7 — конус рассеяния пото­
ка флюидов, газов, тепла; 8 — услов­
ная кривая величины теплового по­
тока над зоной разлома; 9 — услов­
ная интенсивность аномалий на д н ев ­
ной поверхности
ков и лёссов. Эти процессы усиливаю тся при тектонической ак т и в и ­
зации.
Таким образом, на космических сним ках мож но хорошо видеть п р о ­
явление новейшей и современной тектонической активизации. Эти сн и м ­
ки о т раж аю т ее современную динам ику, диф ф ерен ц иаци ю динам ических
напряжений, ведущих к изменению проницаемости земной коры. Этот
процесс мож ет разв и вать ся к а к унаследованно, так и автономно по о т­
ношению к более древнему плану. П еречисленны е особенности пр им ен е­
ния геологических методов и аэрометодов в неотектонических исследо­
ваниях говорят об особой их информ ативной способности, к ото рая з а ­
ключается в возмож ностях р аскры тия законом ерностей и явлений, н еи з­
вестных ранее. Н а зем н ы е исследования с применением этих методов
значительно облегчаются, углубляю тся и уточняю тся. М ногочисленные
примеры применения космической информ ации д ля вы я вл ен и я н еотек­
тоники приведены в л итерату ре [25].
П рименяются и другие методы вы явл ени я новейшей тектоники. П р и ­
емы, связанны е с применением инструментальны х методов изучения со ­
временных движений, будут описаны в гл. IV. Зд ес ь ж е отметим, что
изучение палеогидрогеологии, п озволяю щ ее установить п реж н и е уровни
грунтовых вод, особенности их циркуляции (с учетом клим атических и з­
менений), д ает м атери ал и д л я выводов по неотектонике. Н екоторы е
указания могут быть получены путем ан а л и за л аб о р ато р н ы х и нж ен ерн о­
геологических м атер и ал о в (компрессионные кривы е).
Анализ различны х и с т о р и ч е с к и х
и археологических
м а т е р и а л о в , свидетельства писателей древности, записки м о р е п л а ­
вателей, географов позволяю т вы яви ть проявления тектонических д в и ­
жений в историческое время. Хорош ие р езул ьтаты при осторож ном ис­
пользовании и толковании д а е т сопоставление географических к а р т о д ­
ной и той ж е местности, составленны х с п р о м еж у ткам и в несколько д е ­
сятилетий [40].
159
У казани я на проявление тектонических движ ений могут быть по­
лучены от местного населения. М ож н о рекомендовать а н а л и з г е о ­
г р а ф и ч е с к и х н а з в а н и й , которые часто о т р а ж а ю т особенности
природных условий, и зменяю щ ихся от разл и чн ы х причин, в том числе
и в р езу л ь тат е новейших движений. Интересные наблюдения д ает сопо­
ставление планового распол ож ени я древних ирригационных каналов
с геологической структурой. Больш ую помощь при этом оказы вает ан а­
лиз аэрофотоснимков. Н акон ец , п равильно дати рованн ы е археологиче­
ские фрагм енты при учете их стратиграф ического полож ения помогают
в ы я вл я ть тектонические д ви ж е н и я недавнего прошлого.
Ш ироко используются и б и о г е о г р а ф и ч е с к и е м е т о д ы . Со­
временное распростран ен ие животны х и растений часто ставит перед
биологами так и е проблемы, которые мож но разреш и ть только с по­
мощью д ан ны х по геологии. Би о географ и я зан и м ается изучением совре­
менных ареал о в растений и животны х и выяснением причин, их обусло­
вивших. Д а н н ы е биогеографии, восстан авл и в аю щ и е разобщ енны е ареа­
лы распро стран ен ия организмов, с т а в я т п еред геологам и р яд проблем
палеогеографического; и п алеокли м атического х ар а к тер а . Анализ полу­
ченных п алеогеограф ически х схем, их сопоставление позволяют прийти
к определенным в ы в од ам относительно тектонических движений земной
коры. Т аким образом , биогеографическое изучение организмов в исто­
рической перспективе мож но р ас см а тр и в ат ь к а к один из методов рекон­
струкции тектонических д ви ж ени й земной коры, применяемый и д ля вы­
явл ен и я новейшей тектоники. О бъяснение истории происхождения р а з ъ ­
единенных ар еал ов ж и вотны х или растений и составл яет одну из глав­
ных з а д а ч биогеографии, т а к к а к именно этим путем могут быть найде­
ны нити к пониманию многих неясных моментов истории Земли, в част­
ности новейш их тектонических движ ений. П ом им о данны х биогеографии
могут быть использованы антропогеографические ф ак ты [40].
М ето д ам и зоогеографии об ъясняю тся преры висты е ареал ы распро­
странения групп ж и вотны х ка к назем ны х, т а к и морских. Изучение мор­
ской ф ауны , ее истории д а е т основание д л я п алеокли м атических и па­
леогеограф ически х реконструкций. Сходство фаун и флор таких кон­
тинентов к а к Азия и С еверн ая А м ерика или островов и континента
(например, Б р и тан ски е острова) п оказы вает, что они разделены у ч а­
стк ам и суши, погруж енны м и в новейшее врем я. Н апротив, отличие
органического мира ныне соединяю щ ихся массивов суши свидетельст­
вует о том, что это соединение произош ло л иш ь недавно (например,
П а н а м ск и й переш еек м е ж д у Северной и Ю ж ной А мерикой). Изучение
ф аун ы и геологической ис-тории юго-восточной окраины Балтийского
щ и та п о д тв ер ж д а ет н едавнее соединение Бел о го и Балти й ского морей
и наличие древнего пролива в п р ед ел ах О н еж ско-Л адож ско го пе­
реш ей ка.
.г
В неотектонике находит применение и географический метод. В фи­
зической географ ии рельеф р ассм а тр и в ае тся к а к одна из частей при­
родной географической среды, н ахо д ящ ейся в органической связи и
взаимодействии с .д р у г и м и ее компонентами: климатом, растительно­
стью, почвами, поверхностными и подземными водами, геологическим
строением. С этой точки зрен и я рельеф, в о б разован ии которого боль­
шое значение имеет неотектоника, р ассм а тр и в ае тся не ка к случайное
скопление отдельны х форм, изолированны х друг от д руга, а к а к еди­
ное целое. Г еограф ический метод требует изучения форм рел ьеф а и з а ­
кономерностей их распр'еделения с учетом всех элементов лан дш аф та
и климатической зональности. Ф ормы р ел ь еф а часто рассматриваю тся
160
к а к составные части естественных комплексов, г-енетически связан ны х
между собой, и н азы ваю тся «морфологическим комплексом», или «мор­
фологическим лан дш аф то м », как, например, л а н д ш а ф т горных стран,
пустынь и др. Географический метод прим еняется всегда в совокупно­
сти с палеогеографическими и позволяет вы яви ть д и н ам и к у в р а з в и ­
тии географических л ан д ш аф т о в , климатических, зон и т. д.
Н ЕО ТЕК ТО Н И ЧЕС К О Е К А Р Т О ГР А Ф И Р О В А Н И Е КАК С И Н Т Е З И ЗУ Ч Е Н И Я
Н О В ЕЙ Ш И Х С ТРУ КТУР И Д В И Ж Е Н И Й
Состояние неотектонического картографирования. Тектоническое
картограф ирование в настоящ ее в р ем я о т р а ж а е т соврем енны е т ен д ен ­
ции в развитии геотектоники. Тектоническая "карта прочно приобрела
значение одного из в аж н ей ш и х видов обобщ ений в современной гео­
логии. Составление специальны х тектоничеекйх к а р т — один из э ф ф е к ­
тивных способов неотектонического ан ал и за, позво л яю щ и х вы яви ть
корреляционные связи м еж д у геологическими, геофизическими и гео­
графическими элементами. Вместе с тем они д аю т базу д л я реш ения
практических вопросов, обоснования поисков полезных ископаемы х, р е ­
шения р яд а других практических зад ач . К а р т ы неотектоники, о т р а ж а я
современный структурны й п ла н строения земной коры, приобрели б о л ь ­
шое значение в выявлении ее глубинного строения, вопросов гео д и н а­
мики и решения карди н ал ьн ы х теоретических проблем геологии. Будучи
построенными на количественной основе, к ар ты неотектоники п о зв о л я ­
ют изображ енны е на них д ан ны е подвергнуть математической о б р а б о т ­
ке и по полученным р езу л ь тата м строить специальны е производные
карты.
П рообразом современных карт неотектоники были к а р ты в и зо л и ­
ниях, составленные геоморф ологами в н ач ал е нашего века и п о к а з ы в а в ­
шими полож ение и д еф орм аци и древних поверхностей вы равн и вани я,
выраженные в современном рельефе. И нтересные карты, о т р а ж а ю щ и е
тектонические дви ж ени я д ля крупных территорий при помощи и зо л и ­
ний в виде и зо ан о б а з и и зокатоб аз, были составлен ы де Геером д л я
•Фенноскандии и Д. Я ран овы м д ля Б о л гар и и в 1935 г., они вы яви ли
деформацию плиоценовой поверхности денудации. В эти к а рты в к л а д ы ­
в ал ся у ж е тектонический смысл. О дна из первы х карт, состав л ен ­
ная по таком у ж е принципу д л я Средней Азии, п р и н ад л еж и т Д . П. Р е з ­
вому, несколько позж е анал оги чн ая к а р т а составлена В. Н. Крестниковым.
В настоящ ее время в понятие к а р ты новейшей тектоники в к л а д ы ­
вается собирательный смысл, аналогичны й понятиям: геологическая,
геоморфологическая, гидрогеологическая к а р ты и др. К а ж д а я из них
объединяет разн ы е типы карт. Н апри м ер, р азл и ч а ю т к а рты н еотекто­
ники, о траж аю щ и е: сум м арн ы е ам плитуды неотектонических д в и ж е ­
ний, сум марные градиенты неотектонических движ ений, карты н еотек­
тонического районирования, тектонической активности, скоростей совре­
менных движений, ранговые и многие другие. Все они разл и чн ы по со­
д ерж ан и ю , методам составления и м а сш та б а м . Автором было п р ед л о ­
жено р азд ел я ть их на: а н а л и т и ч е с к и е к а р т ы , о т р а ж а ю щ и е от­
дел ьн ы е элементы новейшей и современной тектоники или их немногие
сочетания (элементы сейсмичности, новейшего в у л к а н и зм а , р азл о м о в
и п р . ) — легенды у так и х к а р т обычно простые; с и н т е т и ч е с к и е
к а р т ы , на которых п оказы вается ком плекс данны х, в ы я вл я ю щ и х но­
11
З а к . 309
161
вейшую и современную тектонику с характеристикой скоростей движе­
ний, суммарной д еф о р м а ц и и поверхности, связи со структурой, истории
разв и ти я новейших структур разного п орядка и др. Легенды синтети­
ческих ка р т почти всегда громоздкие, сложны е, часто с большим объяс­
нительным
текстом;
комплексные
аналитическо-синтетические
к а р т ы о т о б р а ж а ю т ком плекс д ан ны х по различны м стратиграфиче­
ским срезам новейшего э тап а разви тия. Т а к а я серия карт по методу
составления я в л яе тся аналитической, по содерж анию — синтетической.
П о з ж е они получили н азв ан и е поэтапны х кар т неотектоники (И. Л. Со­
коловский, Н. Г. В о л к о в ). Л еген д ы т ак и х к а р т обычно сложные. Вы­
бор м а с ш т а б а к арты о п ред ел яется ставя щ ей ся задачей и наличием
ф актического м атер и ал а. А налитические карты новейшей тектоники со­
ставл яю тся и в крупных, и в мелких м асш табах. Д л я синтетических
ка р т новейшей тектоники использую тся средние и мелкие масштабы
(1 : 100 000, 1 : 200000, 1 : 500 000 и мельче).
К а ж д а я категория к а р т м о ж ет быть, в свою очередь, разделена
на три группы по м а сш т а б а м : детальн ы е, региональны е и обзорные.
Д е т а л ь н ы е к а р т ы неотектоники н ап равл ен ы на решение задач
поисков и прогнозирования ж и д ки х и тверды х полезных ископаемых,
россыпей. С о д е р ж ан и е их целиком о п ределяется ставящ имися задачами,
и не имеет каких-либо ста н д ар тн ы х решений. О свещ аю т они обычно­
л о к ал ь н ы е районы. Р е г и о н а л ь н ы е к а р т ы (м асш таб а 1 :5 0 0 000,
1 : 200 000 и более д етал ьн ы е) д а ю т общ ее представление о неотекто­
нике картируем ой территории и неотектоническом обосновании поисков
месторож дений полезных ископаемых. Л еген д ы таких кар т всегда при­
способлены к картируем ой территории и м ало пригодны д ля других
районов. Н акон ец , о б з о р н ы е
карты
(м асш т аб а 1 : 1 000 000—
1 : 5 000 000 и более мелкие) имею т за д а ч у установить наиболее общие
законом ерн ости неотектоники к а к континентальных, т а к и океанических
сегментов. Л еген д ы таких ка р т строятся так, чтобы мож но было карто­
графически в ы р а зи ть наиболее общ ие тектонические особенности зем­
ной коры новейшего э тап а разви тия, повторяю щ иеся на лю бых участ­
к а х м а тер и к а или д н а акваторий, охваты ваю щ и х значительные их части,
например, такие, к а к терри тори я С С С Р . Н. С. Ш атский указы вал, что
принципы, которы е д о л ж н ы быть полож ены в основу составления об­
щих тектонических к а р т,— это в сущности принципы тектонического
р ай он иро ван и я вообще, в конечном счете — это п роблем а построения
легенды.
О бзорн ы е карты новейшей тектоники включаю т: 1) большой и р аз­
нородный ф актический м атер и ал о тектонических дви ж ени ях и новей­
ших струк турах земной коры, в л и я ю щ и х на разноточность отдельных
частей карты; 2) теоретические и генетические элементы, относящиеся
к ти пизации и кл асси ф и кац и и структурны х форм, трактовке стадий р а з ­
вития и пр.; 3) общие* теоретические концепции (гипотезы, касающиеся
территорий континентов и д н а а к в а то р и й ). Н али ч и е перечисленных эл е­
ментов оп ределяется главны м об р азом степенью изученности картиру­
емой территории, м асш табо м карты и теоретическими представлениями
авторов карт.
Ц е ле во е н азначение к а р т новейшей тектоники определяется ставя­
щ им ися зад ач ам и . Д л я обзорны х ка р т это — вы явление глобальных и
региональны х особенностей пространственно-временного проявления но­
вейших движ ений и д еф о рм ац и й земной коры, их геодинамики с цельюп рактического использования. Это м ож ет быть достигнуто путем обоб­
щ е н и я по возм ож н ости всей имеющейся неотектонической информации
162
в системе единых условных обозначений и разр а б о тк о й теоретической
основы д л я построения ка к прогнозных ка р т на р азл и чн ы е полезные
ископаемые, так и производных ка р т неотектоники с помощью м а т е м а ­
тической обработки (карты градиентов тектонических движений, т е к ­
тонической активности и др.).
Обобщение данны х в области неотектоники путем составления р е ­
гиональных или обзорных к а р т будет содействовать возникновению и
развитию гипотез, касаю щ ихся теории тектогенеза и связанного с ним
геоморфогенеза. В ыявленны е законом ерности при осторож ном и споль­
зовании методов аналогий и а к т у а л и з м а могут облегчить понимание
геотектонических условий более ранних этапов р азви тия земной коры.
В конечном итоге т а к а я к а р та д о л ж н а д а в а т ь общ ие пред ставл ен и я по
региональной неотектонике, о т р а ж а т ь уровень теоретических п р ед став ­
лений в неотектонике и, наконец, вы п о л н ять в гкакрй-то мере функции
учебно-методического пособия. С казан н о е з а с т а в л я е т тщ ател ьн о обос­
новывать содерж ание легенд, особенно обзорны х к а р т тектоники, осве­
щающих неотектонику больш их п лощ адей с методически единых по­
зиций и позволяю щ их сопоставлять региональны е данны е, а т а к ж е про­
водить сравнительный анализ.
Учитывая сущ ествующие пред ставл ен и я по принципиальны м и м е­
тодическим вопросам в геологии, к сод ерж ан ию неотектонических ка р т
предъявляются следую щ ие требования. О бзорн ы е карты неотектоники
синтетического типа д о л ж н ы о т о б р а ж а т ь конкретны й ф актический м а ­
териал по региональным геотектоническим структурам (всех тех п о р я д ­
ков, которые соответствуют и збранн ом у м а с ш т а б у ), их морфологии,
очертаниям, х ар а ктер у и т. д. Это достигается с помощью о ц и ф р о в а н ­
ных изобаз со ступенчатой раскраской, п о казы в аю щ и х ам плитуды нео­
тектонических деф орм аций в метрах, и системы дру гих условны х обо­
значений. Н а синтетических к а р т а х необходимо о т о б р а ж а т ь неотектони­
ческое районирование, в ы д ел ять однотипные структурны е единицы зе м ­
ной коры новейшего э тап а р азви тия (г е о ст р у к ту р ы ). К лассиф и каци ю
геоструктур новейшего э тап а следует д а в а т ь по ко м пл ексу признаков,
определяющих собой разны й порядок региональны х геоструктурных
единиц. Она д о л ж н а составлять существенную часть легенды обзорных
карт.
С одерж ание обзорных к а р т неотектоники д о л ж н о р ас кр ы ва ть исто­
рию развития п о казанн ы х на них геоструктур и их во зр аст (возраст
дается на специальной вр езке к к а р та м с текстовы м и пояснениями в
условных обозначениях). Н а к а р т а х такого типа д о л ж н а быть п о к а з а ­
л а новейшая тектоника д н а всех акваторий с использованием принципов
выделения естественных морфологических (геотектонических) п ровин­
ций, отраж ен ия морфологии структурны х элементов, истории их р а з в и ­
тия и возраста. П ри этом использую тся особые изобразительн ы е сре д ­
ства. Ввиду дискуссионности представлений ц елесообразно огран и чи ­
ваться объективными и зображ ен и ям и современной м орфоструктуры
этих площ адей в и зобатах с дополнительны м показом мощностей новей­
ших отложений в тех районах, д л я которы х так ие д ан ны е имеются.
Н а к а р тах неотектоники п о казы в аю тся д еф орм аци и и тектониче­
ские д ви ж ени я новейшего э т а п а развития. П оэтом у ж е лател ь н о , чтобы
карта неотектоники о т р а ж а л а н ап р яж е н н о е состояние земной коры.
С д ел ать это весьма трудно, поскольку сущ ествуют разл и ч н ы е теорети ­
ческие концепции, и н ап ряж енн о е состояние д л я одного и того ж е
района меняется во времени и в пространстве. Один из путей реш е­
н и я — составление специальной врезки с показом гл о б а л ьн ы х и регио­
11*
163-
нальны х полей тектонических н апряж ений. Л еген д а таких карт требует
специальной р азработк и . Н а к а р т а х неотектоники всех типов о т р а ж а ­
ются элементы новейшего ву л к ан и зм а, п роявлен ия импульсных тектони­
ческих движ ений (зе м л етрясен и й ), а т а к ж е результаты проявления гляциоизостатических движений. Все эти элементы обозначаю тся р азлич­
ными зн ач кам и и и зо б а зам и движ ений, в соответствии с масш табом
карты.
П ри составлении и выборе м а сш та б а обзорных ка р т неотектоники
особенно в а ж н о учиты вать неравномерную , а местами и недостаточную
изученность исследуемой территории. С о д е р ж ан и е легенды долж но
строиться с учетом ген ерали зац и и данных. Степень изученности о тра­
ж а е т с я на специальной врезке. К карте необходимо подбирать такие
и зобразительн ы е средства, чтобы она свободно читалась. К арта не д о л ­
ж н а быть перегру ж ен а фактическим м атер и ал ом , назван иям и струк­
турных форм и прочими условны ми обозначениями. В случае необхо­
димости часть д ан ны х д о л ж н а выноситься на врезки.
С о д е р ж ан и е ка р т разн ы х м а сш табов д о лж н о быть наиболее объек­
тивным в отношении законом ерностей проявления тектонических д ви ж е­
ний и ф о р м и р о в а н и я 'н о в е й ш и х структурны х форм, различно в ы р а ж ен ­
ных в рельефе. П о скол ьк у в н ауке с у щ е с т в у е т противоречия по прин­
ципиальны м вопросам геотектоники, сп ец и ал ьн ая нагру зка обзорных
к а р т неотектоники не д о л ж н а быть односторонней. С одерж ан и е карты
д о л ж н о д а в а т ь м а т ер и ал д л я вы яснения хода, причин и результатов
тех процессов, которые в конечном счете п риводят к вертикальным и
л а т е р а л ь н ы м структурны м неоднородностям, отраж енны м на карте
неотектоники.
Среди к а р т современной тектоники полезно разл и чать д ва типа:
1) о т о б р а ж а ю щ и е среднегодовые скорости современных поднятий и
опусканий по и нструментальны м данны м ; 2) п оказы ваю щ ие величину
д еф о р м а ц и и земной поверхности за тот или иной отрезок времени (деся­
тилетия, ты сячелети я, голоцен и д р .). П ервы е характери зую т скорость
вер ти к ал ь н ы х д виж ений и не говорят о величине деформации; вторые
у к а з ы в а ю т на величину д еф о р м а ц и и поверхности, из которой можно,
вывести скорость движ ений. Средство в ы р а ж ен и я на ка р тах указанны х
типов одно и то ж е — изолинии, но сод ер ж ан ие их различно: одни по­
ка зы в аю т «причину» (д виж ен ие), другие — «следствие» (деформацию*
п о ве р х н о с ти ).
Д л я п о к а за быстрых — импульсных д виж ений р аз работан комплекс
специальны х карт (эпицентров землетрясений, изосейст, сейсмической
активности, сотрясаемости, .сейсмического районирования и др.).
Н епосредственны ми предш ественн и кам и сводных обзорных неотек­
тонических к а р т бы ли м е лк ом асш таб н ы е схемы неотектоники, которые
и ллю стрировали текст многочисленных публикаций. К ар ты были очень
разли чн ы по принципам: составления, м а сш та б а м , содерж анию и отно­
сились к категории аналитических и синтетических. М ож н о отметить,
что ни в одной стране не составлялось такого количества схем по р а з ­
ным регионам, ка к в С С С Р / В конце 50-х годов появилась первая об­
зо р н ая неотектоническая к а р т а территории С С С Р м а сш та б а 1 :5 ООО ООО
(редакторы Н. И. Н и к о л ае в, С. С. Ш у л ь ц ), составлен ная по единой
методике. Э та к а р та сы гр ал а большую роль в развитии неотектонической карто гр аф и и к а к в С С С Р , т а к и за рубеж ом . Существенное в л и я­
ние на неотектонику о к а з а л и внедрение в геологию аэрометодов и м е­
тодов космической геолог-ии, развитие геофизических методов исследова­
ний в морской геологии, улучш ение познания стратиграф ии новейших
164
отложений. Много новых д ан н ы х получено при буровых р аботах, гео­
морфологических исследованиях; ск азал о сь и д ал ьн ей ш е е разви тие т е к ­
тонической теории.
Итогом этой колоссальной работы явилось бурное разви тие неотектонической картографии. Помимо м елк ом асш таб н ы х неотектонических
схем, карт неотектонического рай он ирован и я были составлены р а з н о ­
образные региональные и обзорные карты неотектоники С С С Р . Н е о ­
тектонические карты со ставлялись и з а р убеж ом , часто при содействии
советских специалистов. З а последние годы были' составлены обзорны е
карты неотектоники и по отдельным континентам или крупным их ч а с ­
тям. К ним относятся карты Европы, Африки, Ф енноскандии, тер р и то ­
рии С С С Р и сопредельных стран, Ю га Азии, а т а к ж е к а р т а новейшей
тектоники М ира м а сш та б а 1 : 1 5 000 000 (редакторы Н. И. Н и кол аев,
Ю. Я. Кузнецов, А. А. Н а й м а р к , 1984 г.); к а р т а неотектоники и сей ­
смичности М ира м а сш та б а 1 :6 0 000 000 (авторы В. Й . Бунэ, Н. И. Н и ­
колаев, Т. П. П ол як о ва, 1986 г.) и др. О п у б ли кован ы учебные к а рты
для высшей школы.
Принципы и методы составления карт новейшей тектоники. К ар т ы
неотектоники очень разн о об разн ы к а к по со д ер ж ан и ю и полноте всех
элементов новейшей тектоники, т а к и по м етодам их составления. Ш и ­
роко применяется принцип выделения неотектонических единиц, р а з л и ­
чающихся общей направленностью и интенсивностью тектонических
движений, и их вы р а ж ен и е в рельефе, предлож енны й впервы е д л я о б ­
зорных ка р т С. С. Ш ульцем и Н. И. Н и к о л ае вы м в 1959 г. Обычно ис­
пользуют три основных приема д л я составления к а р т новейшей и сов­
ременной тектоники: с помощью изолиний, методом рай он ирован и я и
системой значковы х обозначений.
М е т о д и з о л и н и й бли зок п рим еняем ому в структурной геоло­
гии показу деформаций при помощи стратоизогипс. Он н аилучш им спо­
собом о т р а ж а е т ка к величину, т а к и морфологию деф орм аций. П р и н ­
цип отраж ения на карте интенсивности и н ап равлен ности новейш их т е к ­
тонических движений подчеркивается путем применения биполярной
окраски. Участки поднятий и опусканий отличаю тся по цвету з ак раск и ,
что о тр аж ает направленность д виж ений; интенсивность дополнительно
к оцифрованным изобазам п о казы в ается оттенком принятого цвета. Н а
карте наглядно вы деляю тся п одви ж н ы е и устойчивые участки, а в их
пределах — отдельные крупные структурны е формы. О т о б р а ж а я сум ­
марную величину поднятий и (или) опусканий принимаемой (донеотектонической) исходной уравненной поверхности, изолинии очерчивают
на карте и форму новейшей структуры. Т аким образом , они могут р а с ­
сматриваться и ка к изобазы, и к а к стратоизогипсы условно принятого
нижнего уровня в пределах новейшего э тап а разви тия. Д л я участков
с наименьшим разм ах о м д виж ений принимается наиболее св етл а я
окраска, д л я участков с возрастаю щ и м и ам п л и туда м и поднятий и опус­
каний — интенсивность соответствующей окраски последовательно у си ­
ливается (биполярная з а к р а с к а ) . Т а к а я ступ ен чатая р а с к р а с к а о т р а ­
ж ает и градиенты движ ений (ш ирина полос тон ал ьны х оттенков). А н а ­
логичная методика п оказа новейших структур прим еняется и д л я о б л а с ­
тей континентального ш ельф а, только с дополнительны м н ал о ж ен и ем
негустой голубой штриховки на всей п лощ ад и ш ельфовы х акваторий.
П о казы ваем ы е таким методом на карте новейшей тектоники су м ­
марные деформации следует р ассм а т р и в ать не только к а к р езу л ь тат
проявления верти кальн ы х движений, а ка к проекцию на го р и зо н т а л ь ­
ную плоскость суммы и вертикальны х, и горизонтальны х перемещений.
165
Р а зд е л ь н ы й показ этих дви ж ени й встречает значительные затруднения
и з-за малого количества имею щ ихся д ан ны х и н еразработанности ме­
тодики одновременного п о к аза вертикальной и горизонтальной состав­
л я ю щ и х дви ж ени й на м елк о м асш таб н ы х обзорны х картах. Н а карте но­
вейшей тектоники м а с ш т а б а 1 : 5 ООО ООО, например, уверенно можно
о тоб рази ть ми н им альн ы е смещ ения точки в горизонтальном направле­
нии только п ор яд ка 5 км, что на карте составит величину 1 мм.
Н а и б о л ее часто встречаю щ иеся горизонтальны е перемещения в де­
сятки, сотни метров и первые километры обычными методами не могут
•быть п оказан ы вследствие несоответствия величины перемещения масш­
т а б у карты. Т аким о бразом , горизонтальны е д ви ж ени я на карте у ка зан ­
н о го м а с ш т а б а м ож но п о к а за т ь только значковы м и обозначениями. При
этом следует избегать перегрузки карты д л я подвиж ны х областей, где
(при м акси м ал ь н ы х сгущ ениях изолиний) ка к раз и приходится отобра­
ж а т ь горизонтальны е перемещения.
М етод изолиний в виде и зо а н а б а з применяется и при составлении
о б зор н ы х и региональны х ка р т современных д виж ений по данным р а з ­
н ообразны х инструментальны х наблю дений (повторные нивелировки
и д р .). В качестве примеров м о ж но отметить к а рты побереж ья Б ал ти й ­
ск ого моря и Ф инляндии, а т а к ж е карты предгорий Альп, территории
К а н а д с к о г о щ ита, С кан д ин авско го щ ита и др. Этот ж е метод был при­
м е н е н коллективом авторов д л я составления карты современных верти­
ка л ь н ы х д ви ж е н и й земной коры Восточной Европы (под редакцией
Ю . А. М е щ е р я к о в а ), д л я карты П р и б ал ти к и (под редакцией А. И. Шляу п е ) и др.
М е т о д р а й о н и р о в а н и я . Этот метод применяется п ар ал л ел ь ­
но с методом изолиний. П ри отсутствии достаточных данны х и невоз­
м о ж н о с ти п роведени я стратоизогипс метод районирования становится
основным. Принципы рай он ирован и я у разн ы х авторов используются
очень разл и чн о (по типам дви ж ени й новейших структурных форм, ха­
р а к т е р у геофизического строения земной коры и д р .). Подробнее об
этом будет ск азан о ниже.
М е т о д з н а ч к о в ы х о б о з н а ч е н и й . Такой прием широко
р а з в и т за рубеж ом . Н а м и зн ачковы е обозначения р ассм атриваю тся как
дополнительны е приемы при составлении кар т неотектоники различ­
ны х м асш табов, строящ и хся другим и методами. Среди значковы х обо­
зн ачений в а ж н у ю роль играет показ разли чн ы х морфокинематических
типов новейших р азр ы в н ы х нарушений. Выяснено, что в отдельных слу­
ч а я х они имеют оп р ед ел яю щ ее значение д ля ф орм ирования новейших
структурны х форм и современного рельефа. Среди морфокинематиче­
ских типов р азр ы в о в вы д ел я ю тся надвиги, сдвиги, прочие разрывы,
•флексуры, местами п ереходящ ие в р азры вы . П о к азы ваю тся зоны глу­
бинных разлом ов, п р ед став л яю щ и е активные глубинные швы в местах
•сочленения крупных блоков земной коры и части верхней мантии. Они
уста н а вл и в аю тся по д ан ны м геологического ан ал и за, космическим
снимкам, по геофизическим д ан ны м и имеют различное геоморфологи­
ч е с к о е и л а н д ш аф т н о е вы раж ен и е.
Д л я новейших' зон глубинных р азл ом ов характерн ы не только боль­
ш а я глубина за л о ж е н и я и у н аслед ован н ость разви тия, но и большая
п ротяж енн ость и зн ач и те л ь н ая ширина. М ногие зоны оказываю тся
сквозн ы м и , пересекаю щ ими разл и чн ы е геоструктурные области. Часть
из них могут быть ф рагм ен там и особо протяж енны х зон разломов —
-«суперлинеаментов». Такие зоны нередко наследую тся дви ж ени ям и нео­
тектонического э тап а, опред ел яю т границы крупных геоморфологиче­
J6 6
ских областей, к а ж д а я из которых имеет свой реж им движений. С и ­
стемы разры вны х деф орм аций внутри так их областей оп ределяю т осо­
бенности рельефа, рисунок гидрографической сети, условия ф о р м и р о в а ­
ния и распределения мощностей новейш их отложений. О б р а щ а е т в н и м а ­
ние больш ая плотность разл о м ов в зо н ах интенсивного п роявлен ия но­
вейшей тектоники. По многим зон ам глубинны х р азл о м о в м ож но п р е д ­
полагать проявление горизонтальны х перемещений сдвигового х а р а к ­
тера. Достоверно так овы е уста н а вл и в аю т ся при полевых исследованиях.
Н а «закрыты х» территориях р азл о м ы в ы р а ж ен ы слабо. С ущ ествую т
противоречивые мнения к а к о почти полном, отсутствии новейш их р а з ­
рывов в осадочном чехле, т а к и о широком их развитии. П р и чи н а э т о г о
кроется в слабой выраж енности, м а лоам п ли туд н ости р азл о м о в в так и х
районах, в отсутствии н адеж н ой методики их вы явления, в м а ск и р у ю ­
щей роли молодых отложений, часто почти исклю чаю щ их непосредст­
венное изучение разл о м о в в об наж ен и ях. В так и х сл у ч аях широко ис­
пользуется ан али з спрям ленны х элементов рел ь еф а и л а н д ш а ф т а в о о б ­
ще (границы типов местности, расположение* цепочек озер и д р .). Они:
могут отвечать к а к непосредственно выходу на дневную поверхность,
плоскости разры ва, т а к и зон ам усиленной ф и л ьтр ац и и м и н е р а л и зо ­
ванных глубинных вод, или инф ильтрации поверхностных вод, и зм ен е­
ния растительного покрова, проседания или вспучивания грунтов над.
разрывами, затухаю щ и м и в близи поверхности Земли. Во всех этих с л у ­
чаях не удается н ад еж н о определить глубинность и м ор ф ок и н ем ати че­
ский тип разломов, в связи с чем н анесенная таким способом регматическая сетка на разны х уч астк ах м о ж ет интерпретироваться по-разному.
Неоднородна и степень ее достоверности. Д л я уверенного п о к аза р а зломных форм неотектоники необходимо применять ком плекс методов их
выявления: геологические, геоморфологические, геофизические, а э р о ф о тогеологические, космогеологические, гидрогеологические и др. Степень,
детальности п о к аза зон р азл ом ов опред ел яется м а сш та б ом с о с т а в л я е ­
мой карты.
Условными зн ака м и помимо разры вов п оказы в аю тся кольцевы е и.
локальные структуры, не вы р а ж ен н ы е в изобазах. Среди последних в ы ­
деляются п олож ительны е и о трицательны е формы. О п ред ел ен н ая груп­
па значковых обозначений используется д л я п оказа полей р ас п р о с тр а ­
нения новейших эф фузивов разного состава, новейш их вул кан о в — н а ­
земных (действующих и потухших) и подводных. Н а н о с ятся эпицентры:
главнейших зем летрясений с разделени ем их по глубине очага и ин­
тенсивности и др.
Особыми зн ака м и п о казы ваю тся элементы геодинамики, границыразвития соляной тектоники, изолинии ам плитуд неотектонических д е ­
формаций, границы геоструктур, оси складок, некоторые геофизическиеданные и многие другие.
Таким образом, основным объектом к а р то гр аф и р о в а н и я яв л яю тс я
геологические тела, п р о д о л ж а вш и е ф орм и рован ие или о б р азо в ав ш и еся
вновь, в новейший этап р азви тия — неотектонические структуры. С р е д ­
ством д л я вы явления этих объектов я в л яе тся изучение истории р а з в и ­
тия геотектонических единиц разного поряд ка, их геофизического строе­
ния и в ы раж ен и я в рельефе.
По имеющимся данны м, уч и ты в ая степень изученности и р а з р а ­
ботку вопросов стратиграфии новейших отложений, познания геом орф о­
логии, геофизического строения, нижнюю кар тир уем у ю границу неотектонического э тап а принимаю т стратиграф ически «скользящ ей», с тр а ти ­
графический уровень которой меняется в зависимости от тектонической
!6 Т
ж и зн и разл и чн ы х структурны х районов и ф актических данных. Важно
зам ети ть, что ак т и в и зац и я дви ж ени й п р о я в л я л а с ь в близком диапазоне
времени. П ри н яты й в о зр аст активи зац ии неотектонических движений
с ук а зан и е м м акси м альн ого их проявления в различны х конкретных
геоструктурных зонах п оказы в аетс я или на специальных врезках к
обзорны м ка р там , или путем дополнительны х обозначений в легенде,
или вводится в обозначени я неотектонического районирования.
Э тапы активи зац ии тектонических дви ж ени й в об ластях ак ку м ул я­
ции новейших отлож ений вы я вл я ю тся по стратиграфическим переры­
в ам и другим особенностям геологического р а зр е за; в об ластях д ен у да­
ции — по а н ал и зу форм рел ьеф а. П ри этом современный рельеф земной
поверхности нел ьзя ото ж д ес т вл я т ь с возрастом морфоструктур. В боль­
шинстве случаев в о зр аст м орфоструктур (залож ен и е которых часто
опускается в д а л е к о е геологическое п р ош л о е), особенно низких п оряд­
ков, о к а зы в ае тся всегда более древним, чем возраст современного р е­
льеф а.
Система отсчета тектонических движений и показ неотектоники дна
акваторий на картах. М етоди ка п о к а за неотектоники океанического дна
р а з р а б о т а н а пока недостаточно. О р и ги н а л ь н ая методика бы ла приме­
нена в 1970 г. составителям и карты новейшей тектоники Арктики и
С убаркти ки в м а сш та б е 1 : 5 ООО ООО (ред. А. П. П ум инов). Д л я опре­
д елен и я ам пли туды и зн а к а движ ений на ней были приняты три р а з ­
л и ч н ы х системы отсчета: д л я материков, ш ельфов и д н а океанов.
Н овейш ие д еф о р м а ц и и в океанах, в пред ел ах внеш ельфовых а к в а ­
торий, на к а р т а х неотектоники нами п о казы в аю тся по иной методике.
Н а оСычный д л я батиметрических ка р т голубой фон, образуем ы й сту­
пенчатой раскраской по изобатам , н ак л ад ы в аетс я ш триховка разной
густоты, качественно о т р а ж а ю щ а я величину деф орм аци и относительно
уровня океана. С к аза н н о е не позволяет пока д а в а т ь численную оценку
ам пл и туд новейш их дви ж ени й д л я глубоководных акваторий. Д л я ее
вы я вл ен и я необходимо изучение стратиграфии, фаций и мощностей но­
в ейш их осадков и более оп ределенные в згл яд ы на возраст и природу
геологических структур д н а океана. В ы деляю щ и еся в н астоящ ее время
в п р ед ел ах океанического д н а геоструктурные области соответствуют
геоморф ологическим об ластям , х ара ктери зую щ и м с я определенным ге­
незисом рел ьеф а, строением земной коры и а р е а л а м и распространения
оп ределен н ы х типов донны х осадков. Их н азы ваю т морфотектонически­
ми об ластям и. В ыделенны е так им образом структуры океанского и мор­
ского д на, по сути д ела, я в л яю тс я тектоническими, хотя о них нам и з­
вестно пока ещ е очень м а л о и, возможно, многие имеют длительную
историю развития.
. *
П р и составлении обзорны х к а р т новейшей тектоники принимают
единую систему отсчета, относительно которой определяю тся амплитуды
и зн ак движений. Т а к и м :'условным репером яв л яе тся современный уро­
вень океана. В р ай он ах р азв и ти я морских неогеновых и плиоцен-четвертичны х отлож ений необходимо учиты вать их современное гипсометри­
ческое положение, глубину- п алеобассей н а, степень его компенсированности осадконакоплением и возм ож н ую величину уплотнения осадков.
Н а основании имеющихся геологических и палеогеографических д а н ­
ны х ввод ят ся п оправки з а высоту первичного рельефа. Следует отме­
тить, что скорость процессов ден удаци и м ож ет достигать или превыш ать
скорость тектонических процессов. Расчеты , выполненные разны ми а в ­
то рам и д л я р авнинны х и ■горных областей в разны х климатических
условиях, п о к азы в аю т необходимость введения п оправок за скорость
168
процессов денудации, ощутимо увели чи ваю щ и х сум м арн ы е скорости
тектонических процессов. Д л я построения изолиний новейшей д е ф о р м а ­
ции при составлении карты неотектоники в качестве реперной поверхно­
сти может быть использована или единая д л я всей территории гипоте­
тическая одновозрастная поверхность (соответствую щ ая условно п ри ­
нимаемому ниж нему возрастн ом у пределу новейшего тектонического
этапа) или стратиграфические и геоморфологические уровни ко н кр ет­
ного возраста д л я разн ы х регионов в соответствии с наличием ф а к т и ­
ческого материала. О пределение суммарной величины дви ж ени й требует
внимательного ан а л и за всех имею щ ихся данных.
Известно, что современный уровень о кеан а в геологическом п р о ш ­
лом постоянно изменялся. П оэтому в 1973 г. А: Г. З о л о тар е в п р ед л о ­
жил ввести поправку на изменение в новейш ее время уровня М ирового
океана с целью повышения точности расчетов. Д л я -э т о г о в районе ис­
следования вн а ч а ле уточняется н и ж н я я гран и ца о трезк а времени нео­
тектонического этап а, а затем графическим путем производится р асчет
с помощью интегральной кривой, предлож енной в 1975 г. В. А. Ш лейниковым. Т а к а я п оправка исчисляется первыми сотнями метров и имеет
значение д л я определения зн ак а в ерти кал ь н ы х движений. Построенны е
по такому принципу в 1982 г. А. Г. Зол о т ар е вы м к а рты п о казал и, что
около половины равнин всех континентов испы ты вали в неотектонический этап не поднятия, а опускания. А это значит, что и зм еняю тся и
положение, и морфология новейших структур.
Не подлеж ит сомнению, что использование уровня океан а в к а ч е ­
стве неподвижного н а ч а л а координат, ка к это принято, наприм ер, в
исторической геологии, — условно. К а к у к а зы в а л о с ь выш е (см. гл. II),
мы вынуждены ограничиваться условным нулевым уровнем, з а который
принимают уровень М ирового океана. Р е ш а я з а д а ч у введения п о­
правки за изменение уровня о кеан а, мы ста л ки в а ем ся с очень сложной
проблемой эвстатических колебаний океанического уровня. К р и в ая
В. А. Ш лейникова п р ед став л яе т попытку статистического а н а л и за
морфометрических рядов абсолю тных высот внутри кон ти нентальн ы х д е ­
нудационных поверхностей, древних морских равнин и террас, р азви ты х
на побережьях М ирового океана. О д н ако при выборке, основанной на
принципе равномерности распределени я морфом етрической и н ф о р м а ­
ции, мало принимались во внимание во зр аст и генезис этих о б р а з о в а ­
ний. Одна и та ж е поверхность в ы равн и ван и я м ож ет за л е г а т ь на р а з ­
ных гипсометрических уровнях. Н еобходимо у читы вать сводово-блоко­
вый и глыбовый х ара ктер движений. И н т е г р а л ь н а я ж е к р и в а я исходит,
по существу, из неподвижности суши за 100 млн. лет, что противоречит
фактам. Н е о б суж д ается вопрос о постоянстве о б ъ ем а водных масс
океана за это время; не учиты ваю тся геоидноэвстатические колебан и я
океанического уровня; не р ас см атр и в аю тся д ан н ы е проведенных вы ш е
сейсмостратиграфических исследований. Мы приходим к выводу, что
интегральная
кр и в ая
изменения
уровня
М ирового
океан а
за
100 млн. лет, пред ло ж ен ная В. А. Ш лейниковы м, о т р а ж а е т л иш ь тен ­
денции в перемещении океанического уровня, но н ик ак не абсолю тн ы е
значения его опусканий. То ж е мож но ск а за т ь и о расчетах, ранее п р ед ­
ложенных О. К- Л еонтьевым. К роме того, в зар у б еж н о й и советской
литературе существуют и другие количественные оценки исходных д а н ­
ных, и нет ясности, каким из них следует о тд ав ать предпочтение. Т аким
образом, введение количественных п оправок з а изменение уровня М и ­
рового океана к а ж ет с я преж деврем енны м. П р и н и м а я за единицу систе­
мы отсчета современный уровень океан а, мы сознательно вводим си16!>
'схематическую ош ибку одного п ор яд ка д л я всех обзорных кар т неотек­
тоники всех континентов. Это д а е т сравнимы й материал. Очевидно,
объективный нуль отсчета мож ет быть только условным. Кроме того
на к а р т а х неотектоники в а ж н ы относительные значения амплитуд д ви ­
ж ений, по которым мож но оп ред елять величины градиентов к а к подня­
тий, т а к и опусканий.
Д л я реконструкции ам пл и ту д новейших верти кальн ы х движений в
о б ла стя х акку м у л яц и и использую т а н ал и з мощностей. По изменению
мощности олигоцен-четвертичных отлож ений у д ается выделить крупные
новейшие структурны е формы. А н али з мощностей д о л ж ен проводиться
совместно с изучением структурны х особенностей р ел ьеф а ак кум ул я­
тивны х равнин и террас, что позволяет судить к а к о крупных, т а к и
■о л о к а л ь н ы х особенностях новейших тектонических структур. Метод
имеет недостатки: а) наличие в толщ е перерывов в осадконакоплении
(сопр ов ож д ав ш и х ся разм ы в о м ) и с к а ж а е т представление о полной мощ ­
ности; б) при наличии и заполнении древних разм ы вов амплитуды из­
менения мощ ности не всегд а д а ю т количественную хар актери сти ку а м ­
п литуд дви ж ени й ; в)* на точность построения тектонических схем влияет
уменьш ение мощности в р е зу л ь тат е уплотнения горных пород. Таким
образо м , требуется внесение поправок, т а к ка к без их учета получается
•приближенная количественная и нф орм ация об ам пли тудах тектониче­
ских движений. В еличина денудационного среза и уплотнение должны
'учитываться при составлении ка р т средних и крупных масштабов.
В 1962 г. Ю. Н. К у л ако в применил оригинальный метод реконструк­
ц и и дви ж ени й в о б л а стя х аккум у л яц и и путем расчетов на основании
и зу ч е н и я соотношения д лительности новейшего развития структур и
д еф о р м а ц и и углов з а л е га н и я структурны х поверхностей. Такой прием
треб у ет зн ач ительн ы х объемов бурения д л я восстановления структур­
ного п л а н а подстилаю щ их отложений, поэтому использовать его можно
не везде. И. Г. Кузин, Н. Г. Чечня считают, что в области разви тия но­
вейш их отлож ений ам пл и туда д виж ений отвечает относительной глу­
б и н е п огруж ения их подошвы, в о б ла стя х же, где в неотектонический
этап сущ ествовали д енудационны е процессы, ам плитуды движений мо­
гут быть определены путем надстройки недостаю щ их частей подсти­
л а ю щ и х отлож ений до их подошвы. П р и этом ам пли туда восходящих
д ви ж ени й принимается равной величине денудационного среза. Абсо­
лю тны е отметки з а л е га н и я подош вы новейших отложений по соотно­
шению их с современным уровнем моря д аю т возмож ность определить
реальн ую направленность- д еф орм аци и . Р екон струи ровать размытую
часть отлож ений А. В. Ц ы г ан к о в п р ед лож и л путем «воздуш ных линий»
на исследуемых про ф ил ях по д ан ны м бурения. О днако в этих случаях
определение величины ср еза м о ж ет иметь субъективный характер и при­
вести к ош и б кам (часть завы ш ен и ю величины денудационного среза)
из-за в о зм ож н ого изменения литологии подстилающ их пород, в преде­
л а х которых стру к ту р а м о ж ет р азв и в а т ь с я конседиментационно.
Ш ироко применяется, метод а н а л и за деф орм аций маркирующего
горизонта с учетом первоначального уровня зал егани я. Его современ­
ное полож ение относительно уровня океана, отличаю щ ееся от уровня,
на котором этот горизонт ф орм и ро вал ся, р асценивается к а к показатель
ам пли туд д ви ж е н и я за время, п рош едш ее с момента его образования.
П р и этом учиты ваю тся генезис отложений, глубина ф ормирования мор­
ских осадков (по а н а л и з а м фаций, биоценозов, изучению х ар актера во л ­
новой ряби и д р . ) , их уплотнение, денудационный срез, колебания уров­
ня моря.
•170
Исходя из вы ш есказанного строится л еген да обзорной карты н ео­
тектоники. В основе ее л е ж и т выделение (на первой ступени к л а с с и ф и ­
кации) трех главнейш их категорий структур, резко отли чаю щ ихся п а
геофизическому строению земной коры: континентальных, океанических
и переходных м е ж д у ними геоструктурных областей. Д а л е е проводится
«многоступенчатая» к л асси ф и кац и я новейших структур по основному
принципу построения карты •— вы д елени ю новейш их геоструктурных о б ­
ластей, разли чаю щ и хся общей н аправленностью и интенсивностью н о­
вейших тектонических движ ений, что о т р а ж а е т с я в. районировании.
В качестве иллю страции вы д ел я ем ы х типов геоструктур новейшего э т а ­
па развития приводится часть легенды к ' к а р т е новейшей тектони ки
СССР и сопредельных областей м а с ш та б а 1 5 ООО ООО (1979 г.). Ч и т а я
ее, следует иметь в виду, что современные геосинклинали в н асто я щ ее
время нами не в ы деляю тся (табл. 4).
■ .
К н ач ал у неотектонического э тап а зем н ая кора у ж е х а р а к т е р и з о в а ­
лась структурной неоднородностью, о т р а зи в ш е й 'х о д тектонического п ро ­
цесса во времени (в ер ти кальн ая неоднородность) и в пространстве (го ­
ризонтальная неоднородность), зав и ся щ ей от сум марного э ф ф е к та п р о ­
являвшихся тектонических движ ений и других геологических процессов.
В совокупности они обусловили разл и чн ы е эндогенные реж им ы . П о д
эндогенными реж и м ам и В. В. Белоусов понимает совокупность п ро ц ес­
сов, под воздействием которых в озни каю т и формирую тся структурны е
формы. Типы эндогенных реж им ов о п ред ел яю тся процессами, происхо­
дящими в литосфере. Ведущие из них — тепловой поток, глубина к р о в л и
астеносферы, степень ее в ы раж енности, п рео б разов ан и е вещ ества в н е д ­
рах (фазовые п ревращ ения, изменение физических свойств и д р .). Н а
тип эндогенных реж им ов влияю т: степень раздроблен ности литосф еры ,
характер и степень трещ иноватости о тдельны х ее участков, особенности,
и интенсивность м а гм ати зм а, степень контрастности глы бовы х д в и ж е ­
ний, соотношения м еж д у поднятиями и опусканиям и и др.
К аж д ы й из выделенны х реж им ов х а р а к тер и зу етс я оп ределенным
сочетанием признаков, о т р а ж а ю щ и х интенсивность и направленность,
тектонических движений, их кинематику, т. е. пар ам етры , которы е к л а ­
дутся в основу построения к а р т неотектоники. В ы д ел я ем ы е геоструктурные области совп ад аю т с регионами, отли чаю щ им ися разн ы м и эн д о ­
генными реж им ами, п роявляю щ и м и ся в современную эпоху; их ф у н к ­
ционирование определяет специфику р азв и ти я новейших д ви ж ени й и:
особенности геодинамических процессов, хорошо в ы д ел яю щ и х ся н а о б ­
зорных к а р т ах неотектоники.
Принципы неотектонического районирования. В неотектонике ис­
пользуются те ж е принципы р айонирования, что и при геологическом
или тектоническом районировании. Р а з р а б о т а н ы они слабо. П р о д о л ж а ­
ет оставаться неясным вопрос — что д о л ж н о л е ж а т ь в основе такогорайонирования. Н а д проблемой тектонического рай он ирован и я р а б о ­
тали Б. П. Барх атов, К- В. Боголепов, Ю. А. Косыгин, А. А. Б о гд ан о в,
Т. Н. С пижарский, В. Е. Хайн, Н. П. Херасков, А. Л . Яншин, Н. И. Н и ­
колаев и многие другие. Впервые принципы тектонического р ай о н и р о в а­
ния были сформ улированы в 1933 г. одновременно в р а б о тах М. М. Тетяева, Д . В. Н али в ки н а, А. Д . А рхангельского и Н. С. Ш атского. В них
задача тектонического районирования т р а к т о в а л а с ь одинаково — в ы д е­
лялись районы с разной геологической историей. П ри этом, однако, д а ­
вались существенно разл и чн ы е схемы. Зн ачительн о позж е В. В. Б е л о ­
усов в ряде работ р азв и ва л мы сль о том, что геотектоническое р ай о н и ­
рование, историко-геологическое по существу, д о л ж н о в клю чать класси171"
Таблица
Типы геоструктур новейшего этапа развития
щитов и массивов
Континен­
тальны е
П латф ормы
в пределах:
древних платформ
плит
щитов и массивов
молодых платформ
плит
дорифейской складчатости
эпиплатформенные в областях
Орогены
«промежуточного»
типа развития в
областях
рифейской и палеозойской складча­
тости
мезозойской складчатости Тихоокеан­
ского пояса
мезозойской, ран­
некайнозойской
складчатости
Тихоокеанского
пояса
' эпигеосинклиналь­ позднекайнозой­
ные в областях
ской незаверш ен­
ной складчатости
Тихоокеанского
пояса
Рифтогены
Альпийского пояса
Альпийского пояса
внутриконтинентальные
сквозные (переходящ ие по простиранию в океанические)
П ериконтинентальные мегафлексуры материковых склонов
П ереходные
от континен­
та к океану
Г еосинкли-
Тихоокеанского
мегафлексуры
ровных дуг
склонов
зрелы х
ост­
зрелы е островные дуги
глубоководные котловины
аванш ельфы
прогибы подножий материковых скло­
нов, склонов зрелых островных дуг
и аванш ельфов
приконтинентальные
вулканические
поднятия
молодые остров­
ные дуги
вулканические
гряды
меж грядовые
прогибы
/
невулканические
гряды
*
приконтинентальные невулканические
поднятия
глубоководные ж елоба
•
Атлантического
типа *
аванш ельфы
прогибы
подножий
материковых
склонов и склонов аваншельфов
к раевы е валы
О кеаниче­
ские
П латф ормы
Орогены
плиты; в том числе внутриконтинентальные микроокеаны
сводово-глыбовые поднятия
срединно-океанические поднятия
Рифтогены
172
рифтовые впадины
4
фикацию участков земной коры по п р и зн ак ам их строения и истории
структурного развития.
В современной литературе, по мнению Ю. А. Косыгина и В. Е. Х а й ­
на, под геологическим районированием следует- понимать делен и е п ро­
странства З ем л и и земной коры на составные элем енты — геологические
тела разны х масш табов, и зо б р а ж а е м ы е на собственно тектонических
картах. К этим телам относятся с к л а д ч аты е и покровны е комплексы,
структурно-фациальные, тектонические зоны и т. д. Н. С. Ш атский
большое внимание у д ел ял геометрической ф орм е геологических тел,
конкретным объектам к а рто гр аф и ро ва н и я , п о казы в аем ы м методом и зо ­
линий, которые классифицирую тся к а к структурны е особенности з а л е ­
гания пород.
Вещественные свойства и геометрические х ар а к тер и сти к и тел по
мнению, в ы сказанн ом у в 1972 г. Ч. Б. Б о р у к а е в ы м и Л . М. П а р ф ен овы м ,
должны быть основой тектонического районирования. И ф о р м а геоло­
гических тел, и их вещественный состав — р езу л ь т а т п роявл ен ия р а з ­
ных видов геологических движений, опр ед ел яю щ и х формы, границы и
расположение в земной коре первичных и вторичных тектонических тел,
сложенных разны ми по генезису породами. Особенности тектонических
режимов зав и сят от сочетания дви ж ени й с другими геологическими п р о­
цессами, под действием которых возни каю т разн ы е по структуре регио­
ны, качественно изменяю щ иеся в процессе р азв и ти я Земли. И схо дя из
этого в 1968 г. Т. Н. С пи ж арски й п р ед л а г ает в основу тектонического
районирования п олож ить тектонический реж им . Д р у г и е и сследователи
считают, что районирование по типам тектонического разв и ти я — р е ж и ­
мам, как правило, б ази руется только на п ред ставл ен и ях авторов, а не
на конкретном м а тер и ал е (Ч. Б. Б о р у к а е в ).
Д л я структурных к а р т с к л а д ч аты х об ластей тектоническое р ай о н и ­
рование, по мнению А. В. Л у к ь я н о в а и И. Г. Щ ерб ы , м ож но осущ ест­
вить путем выделения пар агенезиса структур и структурного рисунка.
Сюда относятся наборы простейших структурны х форм, которы е с о с т ав ­
ляют единые тектонические зоны, зан и м аю щ и е определенны е объемы
горных пород и отличаю щ иеся по структуре от соседних участков. Т а ­
кой подход позволяет, к а к считают эти авторы, определить механизм
образования структур, рол ь в этом процессе гори зонтальн ы х и в ер ти ­
кальных движений земной коры и т. д.
При тектоническом районировании пред пол агается, что границы
геологических тел, выделенны е на поверхности, могут быть э к с т р а п о л и ­
рованы на ту или иную глубину исходя из их в о зр аст а и структурны х
соотношений. Поэтому противопоставление п лощ ад ного рай он ирован и я
объемному, как считают К. В. Боголепов, Ю. А. Косыгин и др., в р яд л и
целесообразно, поскольку районирование обычно яв л яе тся и объемны м
и пространственным. К а к видим, в геотектонике сущ ествую т п ротиво­
речивые мнения о районировании.
Геологические тел а о б л а д а ю т множеством свойств, и к л а с с и ф и к а ­
ция этих тел м ож ет быть основана на любом из них. В основе к л а с с и ­
фикации д олж ен л е ж а т ь такой принцип группировки, чтобы в к а ж д ы й
определенный таксон вкл ю чали сь тел а с тож дественн ы м и или весьм а
■близкими свойствами и чтобы в располож ени и вы деленны х таксонов
была бы определенная иерархи ч еская соподчиненность. Ч. Б. Б о р у к а ев
и другие рассм атриваю т тектоническое районирование к а к м о д е л и р о в а ­
ние тектонического пространства. Тектоническая к а р т а в так о м случае
будет моделью пространства. Л о ги ч ес к ая модель — л еген да такой к а р ­
173
ты. При этом к а р т а об язател ьн о сод ер ж ит элемент прогноза, и именно
этим определяется ее практическое и теоретическое значение.
Очевидно, неотектоническое районирование следует проводить с
учетом в ы с к аза н н ы х соображ ений: вы д елять геотектонические единицы
новейшего э тап а разви тия, объемны е блоки земной коры (литосферы)
р азн ы х разм еро в по особенностям их строения и жизни в новейший
этап. Крупные блоки мы н азы ва ем геоструктурными областями, п одра­
зу м е ва я региональны е у ч астки земной коры. Это — слож ны е геологиче­
ские тела, состоящ ие из совокупности более простых и меньших по р а з ­
м е р ам геологических тел — структурны х зон, характери зуем ы х общно­
стью тектонического развития.
Бол ьш и нство современных обзорны х тектонических карт о траж аю т
преимущ ественно качественное районирование. Элементы количествен­
ного рай он ирован и я присутствую т на так и х к а р тах ограниченно (на­
пример, стратоизогипсы ф ун дам ен та, линии равны х мощностей некото­
ры х геологических тел и д р .). В основе ж е неотектонического райониро­
ван ия, наоборот, л е ж а т интенсивность и направленность движений,
в ы р а ж ен н ы х на чисто количественной основе в оцифрованны х изобазах.
П оэтом у если и зображ ен и е геометрической формы вы деляемы х геоло­
гических тел на к а р т а х тектонического районирования считается до­
полнительной характеристикой, то на неотектонических ка р тах это кон­
кретные объекты картограф и рован и я. Ч асто они совпадаю т с формами
р ел ь еф а земной поверхности. Таким образом, изображ ение геометри­
ческих форм геологических тел на к а р т а х неотектоники, имеющих свою
геологическую историю, я в л яе тся одним из главны х элементов ее содер­
ж а н и я , д аю щ и м основу и д л я неотектонического районирования, и для
вы делени я геоструктурных областей.
Д л я вы я вл ен и я тектонических особенностей новейших структур зем ­
ной коры в более крупном м а сш табе в соответствии с поставленными
за д а ч а м и необходимо прим енять комплексное неотектоническое райони­
рование, учиты ваю щ ее историю ф орм и рован ия вы деляемы х блоков зем ­
ной коры. Р ай о н и р о в ан и е д о л ж н о учиты вать особенности структуры и
соотношение с другим и тектоническими телами. С труктура является
носителем и других свойств тектонических тел (напряж енное состояние
ко р ы ), которые т а к ж е необходимо принимать во внимание. П ри райони­
ровании территории с континентальной корой это обусловливает воз­
м ож но сть совпадения контуров вы д ел яем ы х региональны х геотектони­
ческих единиц новейш его э т ап а разви тия. О д н ако в р яд е случаев они не
сов п ад аю т с кон турам и тектонических структур ранних этапов тектони­
ческого р азв и т и я земной коры, вследствие перестройки эндогенных ре­
ж имов. П р и м ен я я эти принципы, по к а р т е новейшей тектоники можно
вы яви ть регионы с у наследованны м , н ал ож ен н ы м или зависимым р а з ­
витием. .
.
■
Д о н астоящ его времени из-за отсутствия ф актических данны х тек ­
тоническое районирование дна акваторий было невозможно. З а послед­
ние два д есятил етия в связи с повышенным интересом к полезным иско­
паем ы м океанического д н а и н акоплением новых ф актов появились по­
пытки его тектонического районирования. Б ы л и составлены мелко­
м а сш т а б н ы е тектонические карты , в которы х уч аствовали И. П. А т л а ­
сов, П. Н. Кропоткин и .К. А. Ш ах во рсто ва, А. Л. Яншин, Г. Б. Удинцев,
В. Ф. К ан аев , Ю. М. П у щ аро в ски й и др. [9, 61]. В последние годы по­
явились к а р ты неотектоники разл и чн ы х территорий с охватом дна а к ­
ваторий [42, 52].
174
Тектоническое районирование дна океан а основывается на д ан ны х
о современных морфологических структурны х провинциях и их соче­
таниях, устанавл и ваем ы х по д етал ь н ы м батиметрическим к а р там , на
геофизических, в первую очередь сейсмических м а те р и а л а х , которые
даю т возмож ность провести рай он ирован и е исходя из ко м плекса ф и ­
зических признаков. О б щ ее соответствие ком плекса геофизических п а ­
раметров структурным ф ор м ам рел ьеф а поверхности дна океанов п о з­
воляет о тож д ествлять морфологические провинции .с морф отектониче­
скими и вы д ел я т ь их в качестве структурны х элементов океанического
дна. Многие авторы (Б. Хайзен, М. Торп, М . Юинг, Г. М ен ар д и др.)
при составлении тектонических карт д н а океанов используют всп ом о­
гательные признаки рай он ирован и я — хар а ктер и сти ку д ин ам ики совре­
менных тектонических процессов, таких, к а к вулкан и зм , сейсмическая
активность, тепловой поток, степень расчлененности рел ь еф а морского
дна и др. Незначительную роль при вы делени и структурны х форм и их
типизации играло непосредственное определение вещ ественного состава
пород и их в озраста, установленного радиом етрическим и методами. П ри
отсутствии геологических д ан ны х (например, резул ьтатов подводного
бурения) обобщенный вещественный состав горных пород оп ределяется
косвенным путем (на основании аналогий, и нтерпретации геоф и зи че­
ских характери сти к или д ан н ы х э ксп ер и м ен та). Н а к о п л е н и е этих д а н ­
ных у ж е в н астоящ ее врем я д а е т в о зм ож н ость в первом п риб ли ж ен ии
выявлять состав, степень д ислоцированности новейш их отложений,
мощность которых достигает во многих переходных от континента к
океану зонах нескольких сотен и тысяч метров. В ви д у д о к аза н н о й м о­
лодости морфотектонических провинций океанического д на, в о зн и к­
ших в течение мезозоя или в кайнозое, они в значительной мере я в л я ­
ются неотектоническими, хотя их н и ж н я я гран и ца не всегда ч еткая и
не во всех случаях м ож ет быть определена.
Таким образом, при неотектоническом р айонировании у читы ваю тся
интенсивность, н аправленность и контрастность тектонических д в и ж е ­
ний, а т а к ж е х ар а ктер и в озраст субстрата, вовлеченного в поднятие
или опускание, геофизическое строение с вы явлени ем типа земной коры,
особенности новейших отложений, явлений в у л к а н и зм а и сейсмичности,
роль складчаты х, разр ы в н ы х и глы бовы х дислокац ий , м ор ф остру кту р­
ное выражение. Во всех сл у ч аях в ы д ел я ю тся структурно однородные
участки. Н або р признаков, по которым проводится районирование, з а ­
висит от м а сш та б а составляем ой карты, степени изученности и ц ел ев о­
го назначения такой карты. В ы д ел я ем ы е геоструктурные об ласти обы ч­
но отличаются очертаниями (изометричные, вытянутые, л и н е й н ы е ), р е ­
жимом тектонических процессов, геоморфологическим в ы р а ж ен и ем
структурных форм разн ы х порядков.
Производные карты неотектоники. К и н ем ати ка вер ти кал ьн ы х тек т о ­
нических движений дополнительно м ож ет быть изучена путем со с тав ­
ления р яд а производных карт. К ар т ы неотектоники, д а в а я н аи более
полную и объективную сводку фактического м а т е р и а л а и п о к а зы в а я
конечный, средний по времени р е зу л ь т ат перемещений р азл и чн ы х у ч а с т­
ков земной коры, тем не менее, не позво л яю т судить о тем пе п ер ем е­
щений. Кроме того, по к а р та м ам пл и ту д м ож но л иш ь качественно и весь­
ма приблизительно судить о контрастности, диф ф ерен ц ирован н ости в е р ­
тикальных тектонических дви ж ени й и о х ар а к т е р е разв и т и я тектониче­
ских структур при переходе от одного э тап а к другому. Эти недостатки
помогают устранить дополнительны е карты, явл яю щ и е ся производны ми
карт амплитуд новейших движений.
175
Ш ирокое применение н ах о д ят карты средних скоростей вер ти кал ь ­
ных тектонических д ви ж ени й при ан ал и зе современных и более древних
движений. Н а них с помощью изолиний п оказы в ается ам пл и туда пере­
мещений за единицу времени. С ред няя скорость вертикальны х тектони­
ческих д ви ж ени й в ы числяется обычно по ф ормуле v = h j T или 5 =
= Ah /AT , гд е v — средн яя скорость вер ти кал ьн ы х тектонических д в и ж е ­
ний в течение р ассм атр и в аем о го этап а; h — ам плитуда этих движений;
Т — длительность э т а п а по д ан н ы м абсолютного возраста. К ар та состав­
л яе тся в изолиниях и в общ ем повторяет положение изолиний к а р г
ам пли туд вертикальных, тектонических движений. Вместе с тем п о я в л я ­
ется возм ож н ость ср авн и вать тектонические д ви ж ен и я различны х па
д лительности этапов, х ар а к тер и зо в ат ь темп движений.
Д л я характери сти ки изменений тектонических движений при пере­
ходе от одного э тап а р азв и ти я к другом у в 1967 г. Н. И. Николаевы м
и П. А. Беспрозванны м. бы ла применена методика построения к а р г
средних ускорений верти кал ьн ы х тектонических движ ений (рис. 4 8 ).
176
Значения ускорений рассчиты вались по ф орм у л е a = 2 ( v i — v2) / T i - 2r.
где а — ускорение в м/млн. л е т в млн. лет; v i —‘средн яя скорость за
более ранний из р ассм а тр и в ае м ы х этапов; v 2 — средн яя скорость з а бо­
лее поздний этап; Т \ - 2 —-о б щ а я д ли тельн ость обоих этапов по д анны м
абсолютной геохронологии, млн. лет.
С помощью этих ка р т у д ается отрази ть х а р а к те р смены скоростей
вертикальных тектонических д ви ж ени й во врем ени и в ы я ви ть степень
их синхронности в различны х структурны х элем ен тах. П одобны е карты
позволяют т а к ж е судить о разобщ енности или свйзи тектонических д в и ­
жений в п ределах различны х территорий и -у стан ов и ть н а ч ал о ак т и в и ­
зации тектонических движений.
•
При количественной характер и сти ке ки н ем атики тектонических
движений широко используется метод п о стр о ен и я‘к а р т средних г р ад и ­
ентов скорости вер ти кал ьн ы х тектонических ■движ ений, р азр а б о та н н ы й
в 1959 г. М. В. Гзовским, В. Н. К рестниковым и Г. И. Рейснером. Под
градиентом скорости верти кал ьн ы х тектонических д ви ж ени й понимают
меру изменения в пространстве величины скорости поднятия или опус­
кания при перемещении на единицу длины д л я определенного и нтер­
вала времени. Средний градиент скорости тектонических д ви ж ени й с в я ­
зан со скоростью деформаций, земной коры й с к асатель н ы м и н а п р я ­
жениями, обусловливаю щ ими эту деф орм ацию . В еличина г р ад и ен та ско­
рости в ер ти кал ь н ы х тектонических дви ж ени й опред ел яется по ф орм ул е
(h2—h i ) / l i - 2T, где h2— /г, — р азность высот д в у х в ы б ран н ы х точек (н а­
ходящихся до н а ч а л а д ви ж ен и я на одной и той ж е вы соте), см.; 1\-2 —
расстояние м еж д у проекциями этих точек на горизонтальную плоскость,
см; Т — время д еф орм аци и (принимаемое в соответствии с исходной'
картой новейших тектонических д ви ж е н и й ).
В правой части формулы величина Т постоянная, две др угих — пере­
менные. Величина /г2.— h\ имеет разл и чн ое зн ачение д л я п латф о рм и зон
орогенеза; величина / 1_ 2, р а в н а я расстоянию м е ж д у и золиниям и (изо­
базами к а р т ы ), берется в н аправлении, перп ен ди кулярном к этим л и ­
ниям. Д л я карт м а сш та б а 1 : 5 ООО ООО м и н и м ал ьн ая величина д л я р а с ­
четов м ож ет быть принята равной 5 км, что на к а рте со став л яет 1 мм.
Д ля построения карты градиентов рекомендуют п одби рать т а к и е зн а ч е ­
ния | g r a d o | , чтобы изолинии их, которые были н а зв а н ы и зогр ад ам и
(Н. И. Н и колаев, Е. А. Ш е н к а р е в а ), были проведены более или менее
равномерно как на участках, отвечаю щ их м атери ковы м п л а тф о р м а м , т а к
и в орогенических областях, что позво л яет достаточно ярко подчеркнуть
особенности крупных неотектонических структур (рис. 49).
Установлено, что средняя величина градиента скорости зави си т от
продолжительности времени осреднения. Н ерав ном ерн ость и сл о ж н а я
периодичность тектонических движ ений, часто их инверсионный реж им
во времени являю тся причиной того, что средн яя величина гради ен та
скоростей уменьш ается с увеличением времени осреднения. Д л я таких
участков средняя величина градиентов скоростей будет в какой-то мере
заниженной по сравнении? с р ай о н ам и п роявлен ия н ап рав л ен н ы х д в и ­
жений. В целом ж е мож но п редполагать, что градиенты скоростей на
составленных к а р тах меньше истинных из-за неравномерности п р о я в ­
ления тектонических д виж ений во времени. П оэтом у так и е карты д о л ж ­
ны быть для возмож но более коротких отрезков времени неотектонического этапа. С опоставление ка р т и зоград д л я одного и того ж е района
показывает динам ику изменения н ап ряж ени й и деф орм аци й земной ко­
ры во времени.
12 З а к . 309
177
Рис. 49. К арта средних градиентов скорости вертикальны х тектонических движений
Западного С аян а и Зап адн ой Тувы за период активизации. По Г. И. Рейснеру
Участки, в п редел ах которых величина градиента составляет: / — бол ее 2,5X 10—9 го д —1; 2 — 1,3—
2 ,5X 10—9 г о д -1 ; 3 — 1 ,3 x 1 0 -9 год—1. А мплитуды перемещ ений по зонам разломов составляют:
4 — от 500 до 1000 м; 5 — бол ее 1000 м; 6 — зоны глубинных разломов: А — Северо-Саянский, Б —
Д ж еб а т ск и й , В — Борусский, Г — Саяно-Тувинский, Д — Щ апшальский, Е — Убсунур-Бийхемский;
7 — региональные разломы: 1 — Саянский, 2 — Куртуш убинский, 3 — Ю жно-Саянский, 4 — СевероТаннуольский (зап адн ы й ), 5 — С еверо-Таннуольский (восточны й), 6 — Ю жно-Таннуольский (зап ад ­
ный), 7 — Ю ж но-Таннуольский (восточный); 8 — прочие разломы
Д л я вычисления градиентов и составления ка р т средних градиен­
тов скорости верти кал ьн ы х д виж ений, к а к считают Н. И. Николаев,
И. С. Сидоров, П. Н. Н и колаев, возм о ж н о применение ЭВМ. Карту
неотектоники мож но ото ж д ес твл я ть с картой верти кал ьн ы х тектониче­
ских д виж ений, т а к к а к она о т р а ж а е т общую деформацию , независимо
от н ап р ав л ен и я д виж ений (верти кальн ы х или горизонтальны х). С ам ж е
градиент яв л яе тся вектором, т. е. хара ктер и зу етс я ка к абсолютным
значением (м од у л ем ), т а к и н аправлением . С ущ ествую щ ая методика
построения к а р т градиентов' п оказы в ает лиш ь распределение по пло­
щ а д и значений модуля градиента, и так и е карты вполне могли бы н а ­
зы ваться «картам и модулей градиентов». С оставлен н ая нами карта
средних градиентов скоростей д виж ений территории С С С Р позволяет
более объективно количественно х ар а к тер и зо в ать морфологию структур­
ных форм, явивш ихся результатом проявления глубинных геологиче­
ских процессов. Г л авны е контуры и зоград в п латформенны х областях
в ы я в л я ю т изометричные участки, о т р а ж а ю щ и е блоковое строение фун­
д ам ента. В п р ед ел ах щитов вы я вл я ется мозаичное распределение з н а ­
чений градиентов, что .указы вает на раздроблен ность фундамента и чет­
кое о то б р аж е н и е ее в структурны х формах.
Р асп р ед ел ен и е градиентов скоростей в подвижных о б ластях отли ­
чается мелкими, часто м еняю щ имися контурами: это или линейно вы ­
тянуты е полосы (К а в к а з, К о п е т -Д а г ), или пятна изометричной формы
с мозаичным располож ени ем участков (П ам ир, Т ян ь -Ш ан ь), что у к а ­
зывает либо на преоб ладан ие линейно складч аты х, либо глыбового х а ­
рактера структурных форм. В отличие от м атерйковы х п латф ор м , они
имеют более резкое морфологическое в ы р а ж ен и е и больш ую к о н траст­
ность. Очень часто эти свойства н аходят прям о е о т р аж ен и е в р ел ь е ф е
литосферы. Бол ьш ое значение в морфологическом в ы р а ж ен и и стр у к ­
турных форм имеют р азл о м ы (например, З а б а й к а л ь е ) . П ри этом по­
лосы с высокими градиентами настолько узки, что на к а р те они с л и в а ­
ются с линиями разломов. Н а карте хорошо обосновы ваю тся границы
выделяемых структурных элементов (например,' У рал и д р .).
Анализ физического см ы сла р ассм атри в аем о го гради ен та п о каза л ,
что средний градиент вер ти кал ьн ы х дви ж ени й земной коры за неогенчетвертичное время не мож ет быть использован д л я реш ения прогноза
землетрясений по методике, р азр аботан н ой М. Bt Гзовским и другими,
и не мож ет о т р а ж а т ь современного уровня Сейсмической активности.
Оказывается, ни энергия, ни повторяемость сильных зем летрясен ий д ля
ряда районов (К ав к а з, П р и б ай к ал ь е) не соответствуют средним г р а д и ­
ентам вертикальны х дви ж ени й земной коры. У к азы в ав ш и е на это в
1963 и 1966 гг. В. П. Солоненко, Н. А. Флоренсов и А. А .-Тресков о т­
мечали, что регионы с низкими гр ад и ен там и скорости верти кал ьн ы х
движений нередко о казы в аю тся сейсмически более активны м и по с р а в ­
нению с регионами, имеющими высокий градиент. П оэтом у вычисление
градиентов скорости д ви ж е н и я структур в неоген-четвертичное в р ем я не
может быть основой прогноза возм ож ной энергии и п овторяемости з е м ­
летрясений и тем самы м основой сейсмического районирования. И с с л е ­
дования Н. И. Н и ко л ае ва , И,- С. С идорова и П.- Н. Н и к о л а е в а в 1968 г.
подтвердили правильность этого заклю чения. О д н ако д л я районов, где
физико-математическая модель, п рин ятая М. В. Гзовским, имеет место,
данные по градиентам могут быть полезны.
Обобщенную количественную х ар актер и сти ку кинем атики тек тон и ­
ческих движений м ож ет д а т ь к а р т а тектонической активности, п р е д л о ­
женная в 1969 г. П. Н. Н и колаевы м . Т ектони ческая активность (интен­
си в н о сть)— комплексный парам етр , п ред став л яю щ и й сум м арн ую х а ­
рактеристику, о тр аж аю щ у ю амплитуду, градиент скорости и степень
дифференцированности верти кальн ы х тектонических движений. Р асч ет
активности тектонических движ ений (Ат) производится по ф орм у л е (в
м/км2-млн. л е т ): А г = (hi-\-h2) / 2 л Я 2, где h x и h 2 — зн ач ен ия двух сосед­
них изолиний ам плитуд в ер ти кал ь н ы х тектонических дви ж ени й ; Т —
геологическое время, в течение которого происходили эти дви ж ени я,
л Я 2-— площ адь круга, вписанного м е ж д у и золиниям и /it и h 2.
Н а основании вычислений строится к а р т а и зоакти в к а к п ро и зв од ­
ная от исходной карты новейшей тектоники, построенной в и зо б а зах .
Расчеты показали, что достоверность полученных д ан н ы х не н и ж е д о ­
стоверности исходного м атери ал а. Из сказанного следует, что средняя
активность р ав н а ам плитуде вер ти кал ьн ы х тектонических движений,
нормированной по плотности и по времени.
При составлении карты средней активности вер ти кал ьн ы х тектони ­
ческих движ ений по к а рте ам пли туд удобно п ользоваться круговой п а ­
леткой с переменным радиусом R, п р ед став л яю щ ей собой р яд концент­
рических окружностей. Ц ентр этой п ал етки совм ещ ается биссекторными линиями изолиний ан али зи руем ой карты ам плитуд и п ерем ещ ается
на величину используемого в данны й момент р ад и у са R, который равен
половине расстояния м е ж д у д ву м я соседними изолиниями. В еличина R
определяет площ адь, д л я которой рассчиты вается тектоническая а к т и в ­
ность. Значение средней ам плитуды берется равн ы м среднем у значению
12*
179
м е ж д у д в у м я соседними изолиниями (т. е. биссекторному значению а м ­
плитуды К). Д л я зам кн уты х контуров значение биссекторной амплиту. ды h берется равн ы м значению внутренней замкнутой изолинии или же
значению зам ы к аю щ его контура. В д альн ей ш ем по вычисленным значе­
н и я м , зап и сы ваем ы м в точках, с которыми совм ещ ался центр палетки,
проводятся изоактивы , х ар актери зу ю щ и е н ап ряж енн ость векторного по. л я в ерти кал ь н ы х тектонических скоростей. С помощью карт изоактив
м ож но относительно более подробно и диф ф еренцированно о х арактери ­
зо в ать р аспределение вер ти кал ьн ы х тектонических движений в плане.
Они четко в ы я в л я ю т глыбовое строение земной коры, позволяю т ко­
личественно о х ар а к тер и зо в ать д е т а л и строения структурного плана.
В ы явл яется, что участки с повышенной тектонической активностью
приурочены: а) к крутым кры льям новейших структур и к флексурным
изгибам, х ар а к тер и зу ю щ и м с я повышенным градиентом скоростей;
б) к сводовым частям линейно вы тянуты х структур (на карте градиен­
тов скоростей верти кал ьн ы х тектонических д виж ений д ля подобных
участков g r a d v равен 0 к а к бы вел и ка ни бы ла скорость развития т а ­
кой с тр у к ту р ы ); в) к уч астк ам значительной дифф еренцированное™ тек ­
тонических д в и ж е н и й ;'н а п р и м е р , к щ итам — Б алтийский щит и У рал ь­
ский ороген хар а ктер и зу ю тся равной активностью, хотя амплитуды н о­
вейших д виж ений на У рал е в среднем выше, чем на Кольском полу­
острове.
А н ал и з карты новейшей тектонической активности позволяет в ы ­
явить, по д анны м Л . А. Сим, некоторые характер н ы е особенности раз, ры вны х нарушений, которые не у л а в л и в а ю т с я на других картах, а
именно: 1) на концах разры вов и в зоне блокировки одного разры ва
другим тектоническая активность повы ш ается; 2) в центральной части
прямолинейны х нарушений, а т а к ж е в зон ах пересечения таких р азр ы ­
вов н аб л ю д ае тся пониж ение тектонической активности; 3) в области
н аибольш его изгиба дуго образны х разры в ов и зон разры вны х н ару­
шений активность тектонических д виж ений резко увеличивается.
У казан н ы е особенности взаи м о св язи р азры в н ы х нарушений и тек­
тонической активности сходны в общих чертах с характеристикой р ас­
пределения м а кси м ал ь н ы х касательн ы х нап ряж ени й вдоль разрывов,
полученной с помощью м етода поляризационно-оптического моделиро­
в ан ия (по М. В. Гзовскому и д р .). По данны м такого моделирования
м аксим ум ы к а сате ль н ы х н ап р яж е н и й приурочены к выпуклой стороне
д у гообразного р азл о м а , а минимумы — к вогнутой. Р асп ределен и е тек ­
тонической активности не в ы д ер ж и в ае т строго этого правила. Анализ
крупнейших региональны х зон д у гообразны х глубинных разломов поз­
вол яет предполож ить, что на х а р а к те р активи зац ии новейших тектони­
ческих д ви ж ени й о к а зы в а ю т значительное влияние физические свойст­
в а деф орм и р уем ы х пород..- Так, в зоне Б а й к а л ь с к о г о рифта, приурочен­
ного к выпуклой части изгиба зоны разлом ов, ограничиваю щ их Си­
бирскую платф орм у, активность повы ш ена в среднем ОД м /к м 2-млн. лет,
а в соизмеримой с нею выпуклой части изгиба, обращ енной на п латф ор ­
му с ж естки м консолидированны м основанием (сочленение с В ерхоян­
ским новейшим п одн яти ем ), активность понижена, зато она резко по­
в ы ш аетс я со стороны вогнутого изгиба в области мезозойской с к л а д ч а ­
тости, сложенной более пластичным м атери алом по сравнению с п л а т ­
формой.
К дугообразно м у изгибу зоны глубинных разлом ов на границе Си­
бирской платф о рм ы с областью орогенеза на бай кал ьско м складчатом
основании, о бращ енн ом у выпуклой частью на п латформу, приурочено
180
одинаковое в обеих геоструктурных о б л а стя х повышение тектонической
активности (0,1 м /км 2-млн. л е т ). В п р ед ел ах Восточно-Европейской
платформы аналогичным примером я в л яе т ся зона изогнутых разры вны х
нарушений, ограничиваю щ их П рикаспийскую впадину, располож енн ую
во внутренней части изгиба. С выступом К азахского молодого щ и та на
Западно-С ибирской плите св язан о относительное повышение ак ти в н о ­
сти на выпуклой стороне изгиба. Зон а сочленения Тим анских разлом ов,
заблокированны х У ральской системой р азл ом ов , х ар а к т е р и зу е т с я отн о­
сительно повышенной активностью новейш их дви ж ени й в прилегаю щ и х
к этой зоне частях Русской плиты и Печорской впадины.
Р ассмотренные типы разр ы в н ы х наруш ений х а р а к т е р н ы д л я р а з ­
ломов всех порядков. П ри этом п лощ ад и участков с повышенной а к т и в ­
ностью ч ащ е всего увеличиваю тся при повышении линейны х п а р а м е т ­
ров разрывного наруш ения (протяж енность, г л у б и н а ) . П о-видимому,
такие особенности взаи м осв яз и м е ж д у пространственным р а с п р е д е л е­
нием разры вны х зон и тектонической активностью могут быть об у с­
ловлены влиянием смещений по р а зр ы в ам на н ап р яж е н н о е и д еф о р м и ­
рованное состояние его крыльев.
Выявленные особенности могут о к а за т ь с я перспективным и д л я
прогноза разр ы вны х наруш ений к а к с вер ти кал ьн ы м и , т а к и с горизон­
тальными смещениями. Н а п л а т ф о р м а х новейшие структуры, об услов­
ленные п одви ж кам и по блокам ф у н дам ен та, имеют часто н езн ач и т е л ь ­
ные амплитуды, а картир ован и е новейших р азры в ов чрезвы чайно з а ­
труднено. Построение к а р т активности тектонических дви ж ени й м ож ет
быть использовано при прогнозировании разр ы в н ы х наруш ений в ф у н ­
даменте.
Д л я количественной х арактер и сти ки кинематики тектонических д в и ­
жений используются величины горизонтальны х взаимодействий, д р о б ­
ность тектонических д виж ений и др. [50]. Применение этих приемов
позволяет не только о х ар а к т ер и зо в ать сл о ж н ое поле скоростей т ек т о ­
нических движений и вы явить относительную роль горизонтальной и
вертикальной составляю щ их в д еф орм ац и и земной коры, но и и споль­
зовать разр а б о та н н ы е карты в практических целях.
Г л а в а
IV
И НСТРУМ ЕНТАЛЬНОЕ И ЗУЧЕН ИЕ
ТЕКТОНИЧЕСКИХ Д В И Ж ЕН И И
ЗА Д А Ч И И М Е Т О Д Ы И ЗУ Ч Е Н И Я Н ЕО ТЕК ТО Н И К И
НА Г Е О Д И Н А М И Ч Е С К И Х П О Л И ГО Н А Х
В ы явлени е д виж ений на современном этапе — очень трудная з а д а ­
ча. И нтенсивность тектонических дви ж ени й земной коры обычно изме­
ряется м и л л им етр ам и в год и вы делить их среди других процессов,
происходящ их ка к на поверхности, т а к и в нед рах Земли, можно лишь
прим ен яя р азл и ч н ы е инструм ентальны е методы и проводя высокоточ­
ные д ли те л ь н ы е измерения. В значительной мере современные д ви ж е­
ния земной поверхности яв л яю тс я отраж ен ием процессов, происходящих
в гл у би н ах З е м л и (в земной коре, мантии, яд р е ). П он ять природу сов­
ременны х д ви ж ени й мож но только познав всю совокупность явлений,
происходящ их в недрах, и р азл и чн ы х экзодинам ических и гидродинами­
ческих процессов в поверхностных ч астя х земной коры. В целом ж е они
о к а зы в аю тс я резул ьтатом многих составляю щ их, порожденных р азн ы ­
ми причинами: внутренними, внешними, космическими и деятельностью
человека. С оврем енны е д в и ж е н и я вы я вл я ю тся путем применения разн о­
об р азн ы х методов: геологических, геоморфологических, геофизических,
геохимических, астрономических, геодезических и многих других наук о
Зе м л е, вследствие чего их изучение неизбеж но приобретает комплекс­
ный характер.
Технические средства, созданны е д л я изучения современных д еф ор ­
маций и дви ж ени й земной коры, в виде высокоточных нивелиров, тео­
долитов, дальн ом еро в, грави м етров и других, об л а д а ю т достаточно в ы ­
сокой чувствительностью и постоянно совершенствуются. Уже в настоя­
щее врем я у д ается у л а в л и в а т ь д в и ж е н и я в весьма большом диапазоне
частот — от сейсмических колебаний до периодических (квазипериодических) дви ж ени й векового х ар а к т ер а . В соответствии с национальными
и м е ж д ун ародн ы м и п рограм м ам и изучение современных движений про­
изводится на геодинамических полигонах. З а рубежом они называю тся
«модельны ми областями». Н а них стремятся использовать или часть,
или весь арсен ал сущ ествую щих технических средств д л я наблюдений
за современными дви ж ени ям и. В настоящ ее в р ем я геодинамические по­
лигоны о хв аты ваю т весь" земной шар, расш и ряю тся и д аю т высокую
точность наблюдений. Б о л е е 50 полигонов действую т в С С С Р (главней­
шие из них в Г арм е, Д у ш а н б е , Алма-Ате, Таш кенте, на Б а й к а л е , в П ет­
ро п авловске на К ам ч атке, К ар п а т а х , в К ры м у и др.). З а рубежом гл ав ­
ный комплексный геодинамический полигон находится в Америке, в об­
л асти крупного р а зл о м а С ан -А н д реас (СШ А, К ал и ф о р н и я). Кроме того,
частичные н аблю ден и я проводятся на полигонах в ш та тах Аляска, Мон­
тана, Н е в а д а , Нью-Мексико', Ю та, Вашингтон, а т а к ж е в районах М е­
ри лен д (С Ш А) и Н о в а я С коттия ( К а н а д а ) .
Геодинамические полигоны имеются в Венесуэле, Аргентине, в
М ексике, К оста-Рике. М ал о р азв и ты геодинамические исследования в
А встралии (ведутся в районе г. К а н б е р р а ). В Новой Зеланди и имеется
182
более 20 стационаров с геодезическими измерениями. Один сплошной
геодинамический полигон с большим количеством наблю дений п ред­
ставляет Япония. Геодинамические исследования проводятся в Индии,
Пакистане, Ш р и -Л ан к е, К Н Р , Филиппинах. В А фрике ими о х в ач е­
на рифтовая зона в Эфиопии и на К ар и б е (с ев еро-зап ад З и м б а б в е ).
Широкое развитие геодинамические исследования получили в Европе.
Постоянные наблю дения ведутся в Н и д ер л ан д а х . П л одотворн о со труд ­
ничают Франция, Ш вейц ар и я, Ф Р Г , А встрия и И т а л и я по геодинамическим наблю дениям в А льпах; мож но отметить сотрудничество Н о р в е ­
гии, Ш веции и Финляндии по наб лю д ен и ям в С кандинавии. В Ф Р Г
подробно изучается Рейнский грабен; во Ф ранции — об ла сть Э л ь зас а,
в И тали и — Мессинский пролив, районы М и л а н а и Венеции; в Г Д Р —
долина р. Эльбы; в Ч ехословаки и семь полигонов, расп о л ож ен н ы х в д о ­
лине р. Д у н а я , районы Б р а т и с л а в ы и К а р п а т ; Частичное изучение про­
водится в Румынии, Б ол гар и и , Ю гославии и в дру гих странах.
О р ган и зац и я полигонов со п ряж ен а с трудностями из-за большой
стоимости и необходимости осн ащ ен ия разн оо б разн ой, часто у н и к а л ь ­
ной, аппаратурой. Вместе с тем считают, что за т р а т ы на них з н а ч и ­
тельно меньше по сравнению с за т р а т а м и д л я получения д ан н ы х по об ­
ширным территориям. В связи с реш ением р яд а конкретны х п р а к т и ­
ческих зад ач дополнительно устр а и в аю тс я полигоны в р ай он ах круп н о­
го гидротехнического строительства, на сейсмоопасны х у ч астк ах д ля
прогноза землетрясений.
Участки д етал ь н ы х стаци он арн ы х наблю дений очень разл и чн ы по
разм ерам — это или отдельны е обсерватории, или л о к а л ь н ы е п ло щ ад ки
относительно небольш их разм еров, или больш ие региональны е полиго­
ны с поперечником до 200 км и более. Н а к а ж д о м из них производятся
комплексные, д ли тельн ы е наблю дения. К а к п равило, начинаю т с изуче­
ния геологическое строение выбранного района, его геоморфологии,
причем большое внимание у д ел яется экзогенным процессам, которые
могут ок а зать влияние на устойчивость геодезических и других р еп е­
ров путем применения методов фотогеологии, стереограм метрических
наблюдений и др.
Внимание удел яется изучению новейших дви ж ени й и структур
комплексом геолого-геофизических методов; эти д ан н ы е п ред став л яю т
как бы фон, на котором пр оявл яю тся современные д ви ж ен и я. Д л я в ы я с ­
нения внутреннего геологического строения территории прим еняю тся
глубинное сейсмическое зондирование ( Г С З ) , сейсм оразведку, М О В и
другие методы. В ы явл яется о б щ ая сейсмичность территории. П а р а л ­
лельно проводятся разл и чн ы е инструментальны е н аблю дения. К ним
относятся: повторное нивелирование, повторные три ан гу ляц и он н ы е и з ­
мерения, повторная тр и л а те р а ц и я с использованием л а зе р н ы х д а л ь н о ­
меров, наблюдения, получаемы е п р иборам и разного типа, в частности,
водотрубными накл он о м ер ам и с большой базой (п о ряд ка д есятков м ет­
ров). П роводятся водом ерные н аблю ден и я на футш токах, прим еняю тся
различного типа деф орм ограф ы .
Н а различны х геодинамических полигонах орган и зую тся сейсмиче­
ские наблю дения, наблю дения за ан о м аль н ы м ходом вековы х измерений
магнитного поля Зем л и, за приливны ми и апериодическими в а р и а ц и я ­
ми силы тяж ести, в ар и ац и я м и электрического сопротивления Зем л и,
определяются скорость теплового потока и термический реж им земной
коры. Систематически проводятся геохимические н аблю ден и я з а содер­
ж анием в подземных водах газов и р азн ы х микрокомпонентов, а т а к ж е
за динамикой уровня подземны х вод.
183
В сейсмических зонах и в рай он ах производства горных работ об ъ­
ектом наблю дений я в л яю тс я т а к ж е упругие свойства р азн ы х типов гор­
ных пород и услови я н акопления и р а з р я д о к сейсмической энергии. При.
этом в ы я в л я е т с я неотектоническая стру кту ра и связь с ней н а п р я ж е н ­
ного состояния горных масс. Б о л ьш ое внимание уделяется н аблю де­
ниям над р азры в н ы м и д еф о р м а ц и ям и всех типов. В р яд е районов изу­
чение н ап р яж е н и й в м асси вах горных пород проводится путем непосред­
ственных, н атурн ы х измерений.
Д л я изучения горного д ав л ен и я в ш ах тах применяются различны е
м ар кш ей д ерски е методы. П рои зв о дятся повторные определения поло­
ж е н и я о тдельны х точек в горных в ы р а б о тк ах с помощью теодолитов »
нивелиров. П ри м ен яю тся р азл и чн ы е приборы д л я определений д еф о р­
маций, использую щ ие разл и чн ы е принципы измерительной техники: ме­
ханический, оптический, электрический, магнитный или их комбинации.
Применение н ах о д ят разл и чн ы е геофизические методы: наклонном ер­
ные, сейсмические, акустические и ул ьтразв уко в ы е; метод, использую­
щий быстро протекаю щ ий процесс распространения упругих волн вгорных породах, электрические, терм ические и радиометрические мето­
ды, в ы я в л я ю щ и е св язь изменения соответствующ их х арактери сти к по­
род с изменением их н ап ряж ен н ого состояния и их трещ иноватостью ,
В в у лкан и чески х р ай он ах проводится цикл наблюдений н ад совре­
менной вулканической активностью и сейсмичностью. Н а ряде о б серва­
торий (постоянных или временных) ставятся определения координат
д л я реш ения слож н ой зад ач и горизонтального перемещ ения отдельных
б локов и литосф ерны х плит.
Н а геодинамических полигонах путем детального ан ал и за комп­
лексны х наблю дений вы я вл я ется геодинамика отдельных районов, от­
дел ьн ы х структурны х элементов р азн ы х рангов. Использую тся они и
для изучения общих вопросов геотектоники, в частности, д ля изучения
гори зонтальн ы х перемещений литосферны х плит. Р еш аю тся эти з а д а ­
чи путем ан а л и за д ан н ы х по системе полигонов, а т а к ж е привлечения
м атери ал ов, полученных спутниковыми методами с целью вы явления
д ви ж ени й отдельны х континентов (С еверн ая А мерика, Япония, А встра­
л и я ). Р а зв и в а е т с я рад и оин терф ером етри ч еская техника, используются
л а з е р н ы е о т р аж ат ел и , установленны е на Л у н е и на спутниках.
Б о л ь ш о е количество п рим ен яем ы х инструментальны х методов объ­
ясняется слож ностью самого об ъек та изучения. Естественно, не на к а ж ­
дом полигоне проводится полный ком плекс наблюдений. Многие геодинамические полигоны имеют разл и чн ы е целевы е назначения. Только
часть из них имеет комплексный научно-методический. Значительное
количество полигонов п редназначено в основном д л я изучения динам и­
ки эп и ц ен тральн ы х сейсмических зон с целью поисков предвестников
землетрясений. Н а д р у г и х полигонах проводятся более узки е специаль­
ные и сследован и я д л я рещ ения следую щ их задач. 1. И зуч ается природа
современных вер ти кал ьн ы х движ ений. П ри этом учиты ваю тся все дви­
ж е н и я кратковременного х а р а к т е р а или короткопериодические (при­
ливны е д ви ж ени я; д в и ж е н и я связан ны е с различны ми сезонными ф а к ­
т о рам и и р яд д р у г и х ) . 2. В ы я вл я ю тся и изучаются горизонтальны е дви­
ж ен и я земной коры разн ы м и методами. 3. И зу ч аю тся д ви ж ени я в об­
л а с т я х глубинных, ж и в у щ и х р а зл о м о в , стыков отдельны х тектонических
блоков и плит, определяемы х: тран сф орм ны м и разл о м ам и , дивергент­
ными и конвергентными границами. 4. И зу ч ается взаи м освязь медлен­
ных и быстрых (сейсмических) движ ений, что имеет большое значение
д л я прогноза землетрясений, и д еф о р м а ц и я земной коры периода под­
184
готовки землетрясений. 5. У стан ав л и в ае тся в л и я н и е инж енерно-техниче­
ской деятельности человека, вы зы ваю щ ей техногенные д ви ж е н и я, на
эндогенные процессы, в частности, на сейсмический реж им с целью п ре­
д упреждения землетрясений.
В результате реш ения перечисленных з а д а ч в ы ясн яется природа
и прогноз движений, вы зван н ы х тектоническими причинами или те х ­
ногенны ми процессами, поэтому некоторые полигоны н азы в а ю т прогно­
стическими.
В н астоящ ее врем я создается сеть космической три ан гуляц и и на
на основе международного сотрудничества «Интерко.смос» с целью изу­
чения глобальны х деф о рм аци й земной ' поверхности. П о п рограм м е
«Больш ая хорда» п р ед п ол агается проводить спутниковы е космические
геодезические исследования, о х в аты ва ю щ и е ег'раны Европы, С С С Р ,
Монголию, Корею, Индию, страны Ю ж ной А мерики и Африки, а т а к ж е
■острова в Индийском океане. Б о л ь ш а я п р о гр ам м а по космической гео­
динамике проводится в С Ш А и других странах, ор ган и зу ю щ и х сеть о б ­
серваторий л азерной локации, о х в аты ваю щ ую страны Северной А м е р и ­
ки, Карибского бассейна, Ю ж но й Америки, А встралии, Н овой Зе л а н д и и
и др.
П роб л ем а изучения и прогноза современных быстры х (сейсмичес­
ких) и медленных д виж ений, прогноза возм о ж н ого про явл ен ия з е м л е ­
трясений, их последствий, прогноза р азв и ти я сейсмогенерирующ их
•структурных форм — одна из сам ы х труд ны х в современном естество­
знании, решена она м ож ет быть только соединенными уси ли ям и уч е­
тных разны х стран. В связи с обш ирностью п олучаем ы х м атер и ал о в
стоит вопрос автом атизаци и и оптим изации систем наблю дений, с о зд а ­
ния банков данных.
П римером геодинамического научно-методического прогностическо­
го полигона, на котором проводится ш ирокий круг исследований, я в ­
ляется Г арм ско-Д уш анбинский полигон. Н а рис. 50 п р ед став л ен а гармская часть полигона и у к а за н ы виды проводимы х та м р а б о т (цифры —
порядковые номера пунктов н а б л ю д е н и й ). Он д а е т пред ставлен и е о сте­
пени насыщенности разн ы м и в ид ам и наблю дений современного научнометодического полигона. В период подготовки сильны х зем летрясений
аномальные деф ор м аци и земной поверхности п рояв л яю тся на больш их
площадях, о хв аты вая разл и чн ы е геологические структуры. Д л я их в ы ­
явления на б азе Гармского геодинамического полигона б ы л а созд ан а
сеть особых точек наблю дений — «деф орм ационны х площ адок», приур о­
ч енны х к основным и оперяю щ им р а з л о м а м (рис. 51). А. К. Певнев,
С. М. Б ар а н о в а, В. А. Белокопы тов, Т. В. Гусева, В. С. Чудновский
считают, что при достаточной частоте опроса деф орм ац и он н ы е п л о щ а д ­
ки могут д ать м атер и ал не только д л я долгосрочного, но и д л я к р а т к о ­
срочного прогноза землетрясений.
Д обави м , что другим н ап равлен ием в реш ении поставлен н ы х з а ­
дач являю тся л аб о р ато р н ы е эксперименты, теоретические расчеты и
моделирование. Р азд ел ь н о е изучение источников д ви ж ени й путем по­
строения механических и физико-химических п рибли ж ен ны х моделей
с привлечением математических методов В. А. М агницкий и Е. А. Артюшков рассм атриваю т ка к путь познания природы тектонических д в и ­
жений. При этом считают, что ком бинация частны х моделей м о ж ет д ать
.достаточно близкую к действительности схему происхож дения вер ти ­
кальных движений земной коры. Такой путь не п риним ает во внимание
•системного подхода, п олож ения общ ей теории систем, не учиты вает
■специфики геологической среды. С нашей точки зрения, он не м о ж ет
185
А
1
® |2
□
<
7
8
3
®
4
Y \ю
0 \5
ГА__
--- 1
16
<1 »
❖
Рис. 50.
°
Схема
9
12
Гармского
0
1
5 10км
i
I
□«
прогностического полигона.
И. Л . Нерсесову
По М.. А. Садовскому
к
/ — сейсмические станции (С С ); 2 —* генераторная установка МГД; 3 — СС с аппаратурой записи
М ГД; 4 — СС с деф ормационны м и наблю дениями; 5 — СС с электротеллурической аппаратурой;
6 — зоны детальны х геодезических наблю дений; 7 — советско-американские радиотелеметрические
станции; 8 — центральный пункт сбора радиотелем етрической информации; 9 — центральный пункт
светодальномерной сети;
10 — отраж атели светодальномеров;
/ / — акустические датчики; /2 —
пункты магнитных наблю дений
р ас см а тр и в ать ся к а к полноценный метод р азр еш ен и я сложной задачи — в ы я вл е н и я природы тектонических движ ений. Этот путь требует
усоверш енствования и пока -дает только некоторый м атери ал д ля р а з ­
мы ш лений и д а л ьн ей ш и х поисков познани я истины.
Н екотор ы е возм ож н ости получения косвенной информации д ля по­
ним ания процессов, происходящ их в м асси вах горных пород на разных
глуби н ах и в р азн ы х терм одинам ических условиях, д аю т лабораторны е
эксперименты и теория'. Л а б о р а т о р н ы е эксперименты и моделирование'
в стречаю т сущ ественные трудности и ограничения, хотя и широко ис­
пользуются. Г л а в н а я трудность зак л ю ч ае тся в том, что м атери ал об раз­
ца породы, извлеченный из коренной за л е ж и , всегда (или почти всегда)
о б л а д а е т иными свойствами, чем порода в массиве, что связано с про­
яв л ен и ям и пластического течения и растрескивания. П ри м оделирова­
нии сл о ж н ы м я в л я е т ся вопрос о подобии свойств и поведения горных
пород в натуре свойствам и поведению моделируемого м а тер и ал а в л а ­
боратории. Подбор такого м а т е р и а л а всегда труден. Трудности зак л ю ­
чаю тся и в недостаточной точности ф орм ули ровок м атематических з а ­
дач, поскольку единой теории упругости, пластичности и р азруш аем о186
Рис. 51. Схема располож ения большой деформационной сети и малы х геодезических
площ адок на Гармском геодинамическом полигоне. По А. К- П евневу и др.
/ — глубинные разломы: а — Вахшский надвиг, б — Д арваз-К аракульский разлом; 2 — оси некото­
рых хребтов; 3 — измеренны е линии; 4 — неизмеренны е линии (1—10 — номера линий); 5 — д еф о р ­
мационные площ адки; 6 — направление смещ ений; 7 — геологический профиль
сти пород в геофизике ещ е нет. П оэтом у довольствую тся п р и б л и ж ен ­
ным моделированием только каких-то отдельны х сторон п р е д п о л а га е ­
мых процессов.
Главным в понимании процессов р азл и чн ы х видов современны х
движений являю тся н атурн ы е измерения, д аю щ и е н ад е ж н ы е исходные
сведения. Поэтому понятно стремление к их соверш енствованию. В месте
с тем при интерпретации этих д ан н ы х не следует заб ы в а ть, что совре­
менные д ви ж ени я в наибольш ей степени я в л яю тс я полигенетическими
и самыми сложными д л я изучения. В современны х д в и ж е н и я х происхо­
дит н алож ение тектонических и других видов дви ж ени й разн ой а м п л и ­
туды, длины волны, ритмичности и особенностей пульсаций. Они всегда
являю тся какой-то частью сл о ж н ы х спектров движений. Р о ст ко л и че­
ства групп факторов, определяю щ их ф ункционирование современных
движений, приводит к слож н ы м причинно-следственным св язя м , им ею ­
щим вероятностный характер.
Применяющ иеся инструментальны е методы о т р а ж а ю т гл авны м о б ­
разом кинематику движений. Н а них влияю т р азн о о б р азн ы е ги дротер­
мические, гидрогеологические, гидродинамические и техногенные про­
цессы. Все они проявляю тся неравномерно, имеют свои законом ерности
и различную масш табность. П оэтом у п равильно интерпретировать ко­
личественные дан ны е во зм ож н о только уч иты вая д в и ж е н и я других р а н ­
гов и групп.
187
А С Т РО Н О М И Ч Е С К И Е М ЕТО Д Ы
Выявление горизонтальных перемещений континентов международ­
ными долготными определениями. Д л я проверки геотектонических ги­
потез, д опускаю щ их горизонтальны е перемещ ения применительно к
большим п л о щ ад ям , прим еняю тся астрономические методы. О боль­
ших гори зонтальн ы х п ерем ещ ени ях континентов, сопровождающихся
д еф о р м а ц и ям и , говорил ещ е М. В. Ломоносов, позднее на них у казы в а­
ли Б ер ш тей н (1880 г .), Ф. С ак к о (1895 г.), Е. В. Б ы хан ов (1895 г.),
Ф. Тэйлор (1910 г .), П. Ч ирвинский (1912 г.) и др. Особенно подробно
р а з р а б о т а л эту теорию А. Вегенер (1912, 1920 гг.). Все они исходили
из удивительного сходства очертаний континентов, ныне разделенных
Атлантическим океаном. Н а п р а ш и в а л с я вывод, что Атлантический океан
и близкий к нему И н дийский возникли в р езу л ь т ате р ас п а д а Гондваны,
гипотетического древнего огромного м атери ка, объединяю щ его конти­
ненты ю жного п о лу ш ар и я и И нд о стан а, в резул ьтате их раздвигания.
И с х о д я из р азл и ч н ы х геофизических п редпосы лок оригинальные по­
строения, д о п у с к а ю щ е е в о зм ож н о сть «тектоники странствования» или;
д р ей ф а материков, д а л и многие геологи и геофизики (Э. Арган, Б. Гу­
тенберг и д р . ) .
В основе дан ной гипотезы л е ж и т представление о глубоком разл и ­
чии земной коры, п окоящ ей ся на верхней мантии в уравновешенном со­
стоянии, к а к это следует из теории изостазии. П о следн яя является от­
п р авны м пунктом, на котором построены все представления А. Веге­
нера. Он допускал не только в ерти кал ьн ы е дви ж ени я, компенсирующие
п ер ерасп ределен и е масс вещ ества, происходящ ее под влиянием геоло­
гических процессов, но т а к ж е и гори зонтальн ы е перемещения отдель­
ных глыб в р азл и чн ы х нап р авл ен иях. А. Вегенер предполагал д ва основ­
ных н ап р ав л ен и я дви ж ени й : одно, в ы зы в аем о е центробежной си л о й ,—
от полюсов к экватору, д ругое — н ап рав л ен н ое к зап аду. В движении
участвую т все континенты, плывущие, однако, с разн ы м и скоростями и
в силу этого п о дв ерж ен ны е р азр ы в ам . Б. Гутенберг допускает, что здесь
участвую т и гидростатические силы, действую щ ие парал л ел ьно широт­
ному нап равлен ию , которы ми об ъ ясн я л и сь перемещения континентов.
П о д тв ер ж д ен и ем данной гипотезы и наличия д рей ф а континентов
я в л яю тс я не только чисто геологические, палеоклиматические, биогеограф ические и другие д ан н ы е и построения, но и точные повторные
определения географических координат одних и тех ж е точек земной
поверхности, р аспо л о ж е н н ы х на р азн ы х континентах астрономическими
методами.
. Б ы л и выполнены три м еж д у н а р о д н ы х долготны х определения в
1926, 1933 и 1957— 1959 гг. П олученны е резу л ьтаты тщ ательн о анали­
зи ровались р азн ы м и авторам и. Н а б л ю д ен и я м и были выявлены пере­
мещ ения континентов* О д н ако зн а к и изменения долгот показали, что
в ряд е случаев они способствуют сближ ению , а не расхож дению их, как
это следует из предполож ений А. В егенера. Если ж е и устан авл и в аю т­
ся изменения во взаимном- полож ении Европейского и Американского
континентов, то они ока зы в аю тс я л е ж а щ е й на грани возмож ны х оши­
бок примененны х методов. Основной вы в од из этих наблюдений — нигде
не о б н а р у ж ен о дви ж ени й континентов в н ап р ав л ен и я х и со скоростями,
у к а зан н ы м и А. Вегенером. Н акоп ленн ы й м атер и ал позволил сделать
вывод, что д в и ж е н и я континентов не могут превы ш ать скорости
18 см/год. П оэто м у следует н а к а п л и в а ть данны е, так к а к чем длиннее
эпоха, р а з д е л я ю щ а я наблю дения, тем меньшее влияние будут оказы ­
188
вать на изучаемое явление ошибки наблю дений. П олученны е р е зу л ь т а ­
ты среди некоторых исследователей в ы зв ал и сомнения в в о зм ож н о сти
применения астрономических методов д л я установл ен и я д р ей ф а м а т е ­
риков— эпейрофореза с точностью до нескольких сантиметров в год.
Это явилось основанием д л я сомнений и отри цани я самой идеи гори­
зонтальных перемещений континентов или некоторы х частны х п оло­
жений А. Вегенера, таких, к а к «отплывание» Америки от Европы, о чем
писали С. Н. Бубнов, В. В. Белоусов, Н. С. Ш атский и др. Н. И. Д н е ­
провский, Е. В. М илановский, В. П. Щ еглов, Н. И. Н и к о л ае в и др., не
отрицая вероятности горизонтальны х перемещений точек суши в п ро­
странстве, п ред лагал и п родолж и ть повторны е оп ределен и я гео гр а ф и ­
ческих координат обсерваторий, св яза в их с рядом и збранн ы х пунктов,
или иным располож ением полигонов и увеличивай точность н а б л ю д е ­
ний и методики обработки данных.
В последую щие годы в связи с возникновением и распространением
идей новой глобальной тектоники и исходя из геологических и геоф и зи ­
ческих предпосылок, позволяю щ и х прогнози ровать д в и ж е н и я материков
со скоростью 3— 5 см/год, стали искать эти перем ещ ения не только вдолготном, но и в широтном нап равл ен иях . Б ы л а р а з р а б о т а н а новая
методика с использованием д л я определения географ ических координат
фотографических зенитных труб (Ф З Т ), у ста н а в л и в аем ы х на одних и:
тех ж е п а р а л л е л я х д л я исключения систематических ош ибок в о п р ед е­
лении разности долгот. Б ы л определен миним альны й п ро м еж у то к в р е ­
мени д ля ответа на вопрос, д в и ж у т с я ли континенты: д л я скорости.
5 см/год он о к а зал ся равным 30 годам; д л я скорости 3 см /год — 50 го­
дам.
В изучении перемещений м атери ков в аж н у ю ро л ь и грает вековое
движение полюса Земли. Оно влияет на изменение системы координат,
связанной с Землей. Б ы л о установлено, что д ви ж е н и е полюса оченьсходно с контуром, в котором вы д ел я ется в ек о в ая со с т а в л я ю щ а я (0,3"
в столетие) в нап равлен ии Северной А мерики по м ер ид и ан у 78° з. д.
Эта величина соответствует 10 км за 1 000 000 лет. В месте с этим
А. Стойко была о б н а р у ж ен а связь м е ж д у неравном ерностью в р а щ е ­
ния Земли, свободной нутацией земной оси и солнечной активностью.
Теория в ращ ения твердого т е л а п о казы вает, что изменение н а п р а в л е ­
ния оси в ращ ения в пространстве м ож ет происходить только под в л и я ­
нием внешних сил, таких, ка к п ритяж ен и е Л у н ы и С олнц а, на э к в а т о ­
риальное вздутие Земли, которые в ы зы в аю т явл ен и я прецессии и ну­
тации. Б ы л о выявлено взаи м одей ствие атм осф еры З е м л и с ее корой, что
объясняет сезонные вари ац и и разности д олго т м е ж д у Европой и А м е ­
рикой.
Сезонные атм осферны е циркуляции, в свою очередь, могут в ы з ы ­
вать сезонные изменения скорости в ращ ен и я Зем л и. П о д действием сил,
связанных с атмосферной циркуляцией и си л ам и инерции, п р о я в л я ю ­
щихся при изменениях скорости в ращ ен и я Зем л и, в ы я в л я е тс я б о льш ая
подвижность отдельных блоков м атерикового п олуш ария, которы е м о ­
гут передвигаться в п р ед ел ах нескольких метров. П роисходит ли в е к о ­
вое движ ение полюсов всл ед стви е перем ещ ения всей земной коры или:
же имеются отдельны е перем ещ ения блоков или континентов, м ож но
определить по изменениям ш ирот и долгот станций, в едущ и х н а б л ю ­
дения широты и времени.
Спутниковые наблюдения и метод лазерной локации. Д л я обосно­
ванных заключений о д рей ф е м атери ков в последнее в р ем я р а з р а б а т ы ­
ваются новые методы космической геодезии. К ним относятся наблю де189'
ния с искусственных спутников Земли. О д н ако подсчитанная величина
о ш и б о к при определении расстояний м е ж д у удаленны м и пунктами зем ­
ной поверхности, разд ел е н н ы х океанам и, столь вел и ка (при длине хор­
д ы в 4000 к м — 10 м ), что этот м етод мало пригоден д л я изучения дрей­
ф а континентов.
Р а з в и т и е квантовой р ад и оф изик и и создание л азе р о в открыли воз­
можности высокоточных измерений методом л азерной локации. Этот
м етод позволяет непосредственно измерить расстояние м еж д у точками,
одна из которых находится на поверхности З ем л и , а д ру гая — на по­
верхности Л уны .
Л азе р н о -л о к ац и о н н ы е измерения расстояний до уголковых светоо т р а ж а т е л е й , помещ енны х в р азл и чн ы х точ ках Луны, проводимые в
С С С Р и СШ А, у ж е в н астоящ ее врем я позволили определить расстоя­
ние (хорду) м е ж д у обсерваторией М а к д о н а л ь д а (СШ А) и Крымской
обсерваторией (С С С Р ) с точностью до 2 м. П р едп о л агается проводить
м н огократны е н аблю ден и я и тем самы м снизить возможность случай­
ных ошибок. В н астоя щ ее в рем я путем применения новых систем стан­
ций д л я л азе рн о-л ок ац и он н ы х измерений, р азр а б о т а н н ы х в С Ш А с ис­
пользованием д ан н ы х многих серий наблю дений, ож и д ается достичь
точности 1 см/год д л я относительного д ви ж е н и я з а первые несколько
лет. С о став л ен а п р о гр ам м а лунны х л азе р н ы х измерений д ля вы явле­
ния гори зонтальн ы х дви ж ени й плиты м еж д у пунктами на Гавайских
островах и Техасом (С Ш А ). У ж е в н астоящ ее время получено большое
количество точных наблю дений, в которых д ается расстояние ка к функ­
ция времени от обсерватории М а к д о н а л ь д а в Техасе (СШ А) до ретрофлекторов «Аполлон» на Л уне.
П ервичны е д ан н ы е тщ а тел ьн о ф и л ьтровал и сь д ля удаления случай­
ных звуковы х импульсов и строились «нормальны е точки». К а ж д а я из
них о т р а ж а е т наш и зн ан ия о д и а п а зо н е в определенный отрезок врем е­
ни в период серий испытаний. Точность «нормальны х точек» обычно
б ы л а м е ж д у 8 и 15 см; в более ранние периоды (до конца 1971 г.) точ­
ность со с тав л ял а 30 см. Н а станции лунны х л азе р н ы х измерений Г а в а й ­
ского университета п ред по л агается достичь точности 2— 3 см за одну
серию испытаний. Д л я р егу л ярн ы х измерений и длительной работы в
фикси рован н ы х м естах созданы дополнительны е станции в Австралии,
Франции, Японии и ФРГ,, которые д ад у т ценную информацию о д ви ­
ж ении литосферны х плит [68].
Н али ч и е мощ ных короткоим пульсных л азе р о в с низкой диверген­
цией л уча позволяет в настоящ ее врем я конструировать передвижные
станции л унн ы х л а зе р н ы х измерений. П еред ви гая сь с места на место
в течение 1 месяца, т а к а я установка мож ет произвести 20—30 локаций,
контролируя их геоцентрическое полож ение относительно фиксирован­
ных лунны х л а з е р н ы х станций с точностью п оряд ка нескольких санти­
метров по всем коорди натам . О ж и д ает ся, что т а к а я перед виж ная стан­
ция, р а б о т а ю щ а я по 6-летней п рограмме, см ож ет зарегистрировать пе­
ремещ ение векторов в большом количестве мест с точностью до 1 см/год.
К омпактны й р азм ер проектируемой станции позволит перемещ ать ее
воздуш ны м путем в более отдален н ы е районы. И спользуя н аб лю д а­
тельный сигнал обсерватории М ак д о н а л ь д а , мож но надеяться, что т а ­
кая п еред в и ж н ая у стан о в ка обеспечит точность наблюдений порядка
3 см. При активном м еж д унаро дн о м сотрудничестве и участии других
стран в реали зац и и этого проекта п роблем а перемещений литосферных
плит м ож ет быть р азр е ш ен а в обозримом будущем.
190
При лазерной л окац и и спутников п олучаю т информ ацию о д в и ж е ­
нии полюсов, скорости в р ащ ен и я Зем л и, в ы я в л я ю т д ви ж е н и я и д е ф о р ­
мацию плит, изучаю т гравитационное поле Земли. В н астоящ ее время
проектируются, строятся и раб о т аю т б о л е е . 25 обсерваторий (СШ А,
Брази ли я, А встралия, Перу, Ф Р Г , Н и д ер л ан д ы , Ф р а н ц и я ). П ри л а з е р ­
ной локации короткий импульс света испускается л азе р о м на З е м л е и
отраж ается обратно от угольны х о т р аж ат ел ей , см онтированны х на спут­
нике, который находится на околоземной орбите. И з м е р я е т с я в рем я р а с ­
пространения светового импульса, а поскольку орбиты спутников в
этих случаях точно известны, мож но п олучать п олож ен ие л а з е р а (в гео­
центрических координатах) путем измерений, выполняем ых, когда спут­
ник находится в различны х частях небесной сферы относительно л а з е р ­
ной станции. Точность определения расстояний у р азн ы х станций ко л еб ­
лется в достаточно широких п р ед ел ах (З— Зб с м ) . С тр ем ятся свести
их до 1— 2 см. Р а з р а б о т а н проект л азе р н о й л о кац и и с космических о б ъ ­
ектов, когда л азе р выводится на о к о л о зем ау ю орбиту, а п ассивные от­
ражатели устан авл и в аю тся на Зем ле. Т а к а я система р ассч и тан а на
быстрое измерение относительного п олож ен ия точек, н ахо д ящ и хся в
нескольких д еся тках километров д руг от д руга на обширной п л о щ а ­
ди [68].
Радиоинтерференционный метод. В последнее врем я используется
и радиоинтерференционный метод определения расстояния м еж д у
двумя антеннами, установленными на р азн ы х континентах. Он основан
на приеме коротковолнового космического излучения, генерируемого
удаленным точечным объектом (к в а з а р а м и ) . К о р р ел яц и о н н ая о б р а б о т ­
ка сигналов позволяет с большой точностью определить разн ость в р е­
мени прихода одного и того ж е ф рон та волны в р азн ы е р ад и отел ес ко ­
пы. Эта разность времен о п ределяется по р асстоян и яю с точностью
в 3 см. Н абл ю д ен ия трех источников в течение суток п о звол я ю т с т а ­
кой ж е точностью определить расстояние м е ж д у цен трам и р а д и о тел е­
скопов по хорде, полож ение полюсов, д ли тельн ость суток с точностью
до 0,2 миллисекунд, координаты источников (к в а зар о в ) в д ан ны й день
с точностью до 0,001 секунды дуги. Р ассто ян и я м е ж д у телескопами
могут достигать 8—9 тыс. км. Применение радиоинтерф еренционного
метода откры вает возм ож н ости с больш ой точностью (с векторной
ошибкой 3 см) контролировать изменение формы З е м л и и го р и зо н т а л ь ­
ные перемещения блоков (плит) Земли. П р и изучении д в и ж е н и я не­
больших участков (20— 100 км) в о зм о ж н а ф и ксаци я вер ти кал ь н ы х и
горизонтальных движений, по д анны м В. С. Троицкой, с точностью до
1—3 мм.
И з радиотехнических наблю дений с использованием спутников н а и ­
большее распространение получили допплеровские измерения. П р и т а ­
ких измерениях п ередатчик на спутнике испускает ради оси гнал с по­
стоянной частотой, который п рин и м ается станцией с некоторым и с к а ж е ­
нием, н азы ваем ы м допплеровским смещением. Оно в ы я в л я е тс я при с р а в ­
нении с постоянной частотой ген ер атор а станции н аблю дения. В этом
случае точность определения рад и ал ьн ой составляю щ ей скорости со­
ставляет + 0 , 1 м/с.
В последние годы в печати появились первые сообщения о р е з у л ь ­
татах эксперимента по измерениям современны х гори зонтал ьн ы х п ере­
мещений континентов допплеровским методом с искусственного спут­
ника Зе м л и («НАВСАТ») по отношению к ш тату М иннесота в С Ш А
(рис. 52). П олученная кар ти н а перемещ ений сравн и вается с вы числен­
ными смещениями литосф ерны х плит по лин и ям магнитных аномалий
191
А
Д олгот а
Рис. 52. Современное смещение плит:
А — по данным доплеровских измерений со спутника НАВСАТ; Б — вычисленное по
линиям магнитных аномалий
(В. Е. Х айн). Н а м пред ставл яется, что д ел аем ы е на этом основании
выводы о подтверж дении перемещ ений именно литосферны х плит д аж е
в самой общей ф орм е Являются излиш не поспешными.
Г Е О Д Е ЗИ Ч Е С К И Е М ЕТО ДЫ
Повторные триангуляции, трилатерации, измерение линий базисов.
Г ори зонтальн ы е движ ения, в последние годы широко изучаются путем
применения методов геодезии посредством повторных триангуляций,
три л атерац и й , измерений линий базисов и углов. Эти работы начались
сравнительно недавно и поэтому пока нет методов и инструментов, при­
менение которых было бы оптим ально в лю бом случае. Применяются
эти методы, в отличие от астрономических, д л я вы явления горизонталь•192
ных смещений только отдельных участков в пред ел ах континентов.
В простейшем случае д л я вычисления горизонтального смещ ения пунк­
тов триангуляции необходимо иметь длину базиса, ази м ут одной из
сторон треугольника и абсолю тное полож ение-одной из точек. Я. В. Н а ­
умов считает наиболее целесообразны м д л я больш инства районов про­
изводить изучение современных горизонтальны х д виж ений с помощью
линейных построений. Н а л о к ал ь н ы х уч астк ах с д л и н а м и сторон более
2 км линейные построения д аю т больший эффект, чем угловые. В л и ­
нейных построениях применяю т треугольники, геодезические ч еты рех­
угольники, ц ентральны е системы, их комбинации, а т а к ж е отдельны е
линии. Точность определения величин деф ор м аци й зав и си т от п рим е­
няемых дальномеров. П ри спокойном рельефе, точность больш е (ош иб­
ки ± 3 — 5 мм на расстоянии д о 8— 10 км; ош ибки и в о зм о ж н ы е р а с ­
стояния изменяются в соответствии с типом - с в е т о д а л ь н о м е р о в ). При
пересеченнном рельефе, в горах, точность измерения линий в 1,5— 2 р а за
меньше.
. '
Д л я изучения го ризонтальны х д ви ж е н и й земной коры пользую тся
такж е угловыми измерениям и — теодолитами, которые при небольшой
длине линий (до 2 км) могут кон кури ровать с линейны ми измерениями.
Трудности зак л ю ч аю тся в вы явлении величины ошибки атмосферной
рефракции. В последнее в рем я д л я повторных определений используется
новая техника — л азе р н ы е д ал ьн о м е р ы больш ой точности. Р аб о ты эти
получили н азван ие три латераци и .
Высокоточное нивелирование и л инейно-угловая тр и ан гу л я ц и я обес­
печивают т а к ж е изучение д еф о р м а ц и и дневной поверхности или по­
верхностей горных вы работок с линейны ми ош и б кам и менее 10~6, т. е.
± 0 , 5 мм на б азах п оряд ка 1 км (нивелирование первого к л ас са) и
ошибками угловы х измерений приблизительно ± 0 , 5 . Это позволяет
выявлять в ертикальны е д ви ж ен и я земной коры с точностью 0,7-— 1,3 мм
на 1 км хода при использовании нивелировки первого и второго классов,
а горизонтальные д ви ж ен и я ± 4 — 10 мм — в зависимости от методики
измерений и применения новейших инструментов, а т а к ж е от д ли н и з­
меряемых расстояний.
Применение у ка зан н ы х методов позволило во многих рай о н ах у с т а ­
новить горизонтальны е см ещ ения точек земной поверхности. П ри м ером
изучения горизонтальны х смещений геодезическими м етодам и я в л яю тс я
работы П. Е. К урочкина и других на К ривор ож ском древнем р а зл о м е
в пределах Украинского щ ита. О б р аб о тк а тр и ан гуляц ион н ы х измерений
показала, что векторы смещений мобильны х пунктов часто значительно
превышают ошибки их определения и свидетельствую т о р еа л ь н ы х см е­
щениях. В ыявленны е д иф ф ерен ц иро ван н ы е д в и ж е н и я п о к а зы в а ю т в р а ­
щательные перемещ ения отдельны х блоков земной коры этой зоны.
С редняя скорость горизонтальны х дви ж ени й за период м е ж д у п овтор ­
ными наблю дениями в 15 и 20 л ет со став л яет 3 и 10 мм/год, что б ольш е
наблю даемы х в этом районе верти кал ьн ы х движ ений. С л о ж н ы е совре­
менные пространственные д ви ж е н и я земной коры совп ад аю т с п р а в о ­
сторонним сбросо-сдвигом в д окем брийских породах, имеющим с у м м а р ­
ную величину перемещения в несколько десятков километров. С о вр е­
менные д ви ж ени я являю тся у наследованны м и. С двиговы е д еф орм аци и ,
по данным Н. П. Семенюка, происходили и в четвертичное время. В р а с ­
пределении векторов смещ ения три ангуляционны х пунктов н ам ечается
определенная закономерность, сви детельствую щ ая о п р о д о л ж а ю щ ем ся
до настоящего времени правом сдвиге (со сж ати ем ) вдоль зоны К р иво ­
рожского глубинного р азл о м а . По ан ал и зу векторов смещений в зоне
13
З а к . 309
193
-I-
ра зл о м а и на его крыль­
ях возм ож ная
ширина
зоны р азл о м а определиется в 15—20 км.
Н а Гармском поли­
гоне по
высокоточным
геодезическим построени­
ям вы является устойчи­
вое сближение Гиссарского хребта и хребта
П е тр а I со скоростью по­
рядка
16— 18
мм/год.
П р и этом И. М. Коноп ал ьд ев и другие отмеча­
ют, что происходят скач­
кообразн ы е изменения во
взаимном положении то­
чек, указы ваю щ ие на не­
равномерны е движения.
Скорость
горизонталь­
ных перемещений (крип)
вдоль тектонических н а­
рушений в Кызылкумах,
определенная не только
Категория поведения
светодальномером, но и
Максимальная магни­ 7^ 8+
5^6
туда
деформометром, достига­
0,1-г0,3
0,3^12
Максимальный сдвиг, м
ет 3 см/год.
Интервал повторяв <10
юо-юоо
Повторными три ан ­
мости, годы
гуляциями современные
30-50
Скорость ползучести,% <10
горизонтальны е
д ви ж е­
Поверхностное р а с ­
трескивание
ния фиксирую тся на З а ­
падно-Европейской п л а т ­
форм е
в
зоне Эльбы
Рис. 53. О трезки разлом а Сан-Андреас, выделенные
по категориям тектонического поведения. П о К- К а ­
( Г Д Р ) со скоростью 5 —
сахар а
10 мм/год (в интервале
Скорость ползучести вы ражена в д ол ях (в процентах) от
70 л ет); на границе Панвековой подвиж ки, обусловленной криповым движ ением эт а ­
лонного сегмента
нонского массива и Ю ж ­
ных К ар п ат (Венгрия) со
скоростью 1— 2 мм/год;
на за п а д е И ндостанского .щита южнее г. Б ом б ея со средней скоростью
0,8— 3,5 м м/год (по д ан н ы м тр и ан гуляц ии 1842— 1866 и 1965— 1969 гг.).
О тмечается связь региональны х смещений с сильными зем летрясен ия­
ми (Япония, Чили, А л яска, К ал и ф о р н и я и д р .).
П осле крупного зем летрясен ия в С ан-Ф ранциско
(18 апреля
1906 г.), вы званного резким смещением участка земной коры по линии
сброса близ р а зл о м а Сан-Андреас, геодезические пункты внезапно пе­
реместились в обратном, ю жном направлении. П осле этого снова н а ­
чалось их медленное .поступательное дви ж ени е на север.
С овременные медл-енные (крип) и быстрые сдвиговые смещения
установлены во многих крупных зонах разл ом ов в подвижных поясах
С ан-А ндреас в К али ф орни и (рис. 53), где видна сложность горизонталь­
ных перемещений, по Альпийскому р азл о м у в Новой Зеландии, СевероА н атолийскому в М ал о й Азии и др. Во всех случ аях они имеют у н асл е­
55
-1CvJ
•I-
<2
•I-
|
194
дованный х арактер и подтвер ж даю тся геолого-геоморфологическими
данными.
С увеличением точности наблю дений методы три ан гуляц ии и трилатерации оказы ваю тся вполне применимыми' д ля изучения горизон­
тальных перемещений земной коры. О д н ако в ка ж д о м районе в соответ­
ствии с научными за д а ч а м и эти методы имеют свои особенности. К ак
указываю т С. А. Федотов и В. Б. Энман, напрймер, по К ам ч ат к е з а ­
проектировано: 1) изучение пространственных процессов и д е ф о р м а ­
ции на значительных п л о щ ад ях с сетью три л атер а ц и и с длиной сторон
100—250 км, охваты ваю щ их региональную структуру К ам ч атк и ; 2) трилатерационные профили со сторонами до 50 км, вы тяну ты е поперек
К амчатских структур; 3) сеть пунктов со сторонам и 5— 30 км, с в я з а н ­
ных с отдельными группами вул кан о в, д л я регистрации дви ж ени й в у л ­
канического и сейсмотектонического происхож дения; 4) сеть м и кр о ­
триангуляций д л я изучения деф ор м аци й одной вулканической построй­
ки и окрестностей с длиной линий до 5 к м ..У ч и ты в ая неравномерность
процесса накопления деф орм аций, необходимы часты е повторные и зм е­
рения; а т а к ж е м акси м альн о вы сокая точность измерений.
К омплексные геодезические работы д ля вы явл ени я п риповерхност­
ных напряж ений, а т а к ж е гори зонтальн ы х и вер ти кал ьн ы х д еф орм аци й
и их связи с зем летрясен иям и проводились, в частности, на Толбачинском геодинамическом полигоне (А. П. Кириенко, В. А. Ш ульм ан,
Ю. П. Никитенко; Г. А. Ш арогл азо в , С. В. Энман) и на полигоне на
островах С ахали н и Ш ик отан (Н. Ф. В асиленко, В. К. З а х а р о в ,
И. М. Конопальцев, Г. Г. Я куш енко).
Повторное высокоточное нивелирование. Одним из основных м ето­
дов в изучении современных д виж ений считается метод повторного в ы ­
сокоточного (прецезионного) нивелирования. Он прим еняется д л я р е­
шения зад ач неотектоники не только в региональном плане, при изуче­
нии обширных пространств суши, но и при вы явлени и л о к ал ь н ы х стр ук­
тур, при решении проблемы прогноза зем летрясен ий (д еф орм ац ии з е м ­
ной коры рассм атриваю тся к а к предвестники зе м л е т р я с е н и й ), строи­
тельстве инженерных сооружений и пр.
В результате первой нивелировки по зад ан н ой линии у с т а н а в л и в а ­
ются высоты пунктов наблю дений, которы е обычно вы чи сляю тся в виде
абсолютных значений в принятой системе мер. Ч ерез 10— 20 л ет (в р я ­
де случаев ежегодно и чащ е) производятся вторичные оп ределен и я в ы ­
сот для каж д ой точки. Увеличение или ум еньш ение высот данного п у нк­
та рассматриваю тся к а к величины современных в ерти кал ь н ы х д в и ж е ­
ний ( # 2— H i ) . Вычисления скоростей современны х дви ж ени й п роизво­
дятся по формуле:
Н 2 — Н х = v t -j- ( ± h 2) — ( ± hi) или v = ( Н 2 — H i ) ' t —
— [ ( ± /У — ( ± hi)} t,
где v — скорость изменения высотного п олож ен ия нивелирных зн аков
под влиянием современных тектонических д виж ений; t — интервал в р е ­
мени меж ду двум я повторными нивелированиями: h { и 1г2 — ошибки
при первом и втором нивелировании.
При этом Л . А. К аш и н вы д ел я ет три случая.
1.
Поднятие и опускание реперов происходит равномерно. Г р аф и
накопления будет представлен прямой линией, п ар ал л ел ь н о й горизон­
тальной оси. Отклонения от прямой х ар а ктер и зу ю т ошибки ниве.лировання.
13*
195
2. П од н яти е или опускание реперов происходит неравномерно. Н а ­
копление разностей превышений будет зависеть от движений.
3. П однятие или опускание реперов отсутствует. Отличить этот слу­
чай от первого м ож но путем сравнения значений абсолютных высот.
О тмечается, что ко рреляц ия м е ж д у накоплениями разностей пре­
вышений и профилем рел ьеф а местности является одним из важнейших
признаков достоверности выводов изменения скоростей современных
движений земной коры. О д н ако такой вывод требует специального
а н а л и за чисто геодезических данны х, у становления влияния на резуль­
тат наблю дений климатических, экзогенных, техногенных и других про­
цессов.
У в я зк а н ивелирны х сетей обычно производится по системе зам кну­
тых полигонов и в их пред ел ах определяю тся величины ошибок ре­
зультатов наблю дений. Д л я геологической интерпретации этих данных
необходимо ясно п р ед ст ав л ять себе особенности у к а зан н ы х работ. Д ля
изучения современных верти кал ьн ы х движений используется метод гео­
метрического высокоточного н ивелирования 1-го и 2-го классов. Геоде­
зическое нивели рован ие м а л о пригодно из-за малой точности этого ме­
тода, обусловленной главны м образом влиянием вертикальной атмос­
ферной рефракцией.
Причиной верти кал ьн ы х перемещений яв л яется широкий комплекс
природных и техногенных факторов, а не только тектонические д ви ж е­
ния. О ш ибки п реж д е всего п роисходят из-за смещения реперов и марок
вследствие д еф о р м а ц и и фундам ентов зданий, на которых они часто уста­
новлены. Д в и ж е н и е реперов м ож ет зависеть и от местных причин, свя­
зан н ы х с инженерно-геологическими особенностями грунтов, на кото­
рых установлен репер, влиянием колебаний уровня подземных и грун­
товы х вод, с наличием вечной м ерзлоты и т. д. В связи с этим прихо­
дится у стр аи в ать реперы или на слож н ы х ф ундам ентах, или трубчатые,
которые проходят через неустойчивые грунты и опираются на плотные,
во и зб е ж ан и е смещений опорных точек. Р а б о т ы эти технически сложны.
Д л я оценки устойчивости геодезических зн аков и выделения соб­
ственно тектонической составляю щ ей верти кальн ы х перемещений, И н ­
ститутом географии АН С С С Р р а з р а б о т а н а сп ец и альн ая методика.
В ней все зн аки и уровнемерны е пункты подраздел яю тся на три кате­
гории: I — устойчивые, И — относительно устойчивые и III — неустойчи­
вые, что, по мнению Д . А : Л и ли ен б ерга, ок а зал о сь более удобным по
сравнению со слож ны ми кл асси ф и кац и ям и , применяемыми в Болгарии
и П ольш е. Н а и б о л е е устойяивыми по инженерно-геоморфологическим
д ан ны м , а т а к ж е независимому геодезическому контролю являю тся
грунтовые реперы, особенно вековые. Д остаточн о устойчивы скальные
зн аки и стенные марки, за л о ж е н н ы е в крупных капитальны х сооруж е­
ниях. Н аи м ен ее устойчивы стенные марки, зал ож ен н ы е в ж елезнодо­
рож н ы х и шоссейных 'мостах, к а з а р м а х и будках, в водокачках, под­
вергаю щ ихся влиянию технических деформаций.
Д руги м источником ощ иббк яв л яю тс я сезонные в ертикальны е д ви ­
жени я, связан ны е с изменениями тем ператур в р азн ы е времена года.
Ош ибки местами намного п ревы ш аю т величины тектонических д ви ж е­
ний.
'
В ыявлено, что по д а н н ь ш повторного нивелирования, выполненного
за м алы й интервал времени, значения скоростей движ ений получаются
преувеличенными по сравнению с дан ны м и повторного нивелирования,
выполненны ми с больш ими и нтервалам и лет. Н априм ер, на некоторых
полигонах отм ечалось смещение м а р о к реперов от 3,5 мм за 5 лет до
196
11 мм за 2 года. Это з а с т а в л я е т И. Н. М ещ ерского относиться с боль­
шой осторожностью к использованию д ан ны х единичных грунтовых ре­
перов при изучении современных вер ти кал ьн ы х д виж ений земной коры.
Разнообразны е экзогенные ф акторы о б у сл ав л и в аю т зн ачительны е вел и ­
чины современных движений. Н еравно м ер н ы е опускания происходят при
откачках подземных вод. Они фиксирую тся реперами, зал о ж е н н ы м и на
любых глубинах от земной поверхности. Т о1 ж е отм ечается в р ай он ах
шахтных выработок и разр а б о тк и нефтяны х и газовы х месторождений.
На деформацию реперов влияю т т а к ж е р азм ер ы р еги о н ал ьн ы х п ро сед а­
ний, зави сящ их от разм еро в и темпов химической суффозии. Р азм е р ы
осадок часто превы ш аю т величины тектонических опусканий. Высокие
темпы деф орм ации реперов отмечаю тся Р. В. Л утса р о м в городах при
осадках зданий, вдоль ж е л е зн ы х и ш о с с е й н ы х ,дОрог в р езу л ь тате д и ­
намических нагрузок и т. д. Точность значений геодезических и зм ер е­
ний, помимо ук а зан н ы х причин, зави си т т а к ж е от накопления систе­
матических ошибок на п ротяж енн ы х линиях, -от точности определения
среднего уровня моря, к которому п ривязы ваю тся нивелирные линии,
от лунно-солнечного притяж ен и я, влияни я морских приливов и других
причин. В н астоящ ее время достигнута вы сокая точность н и в ел и р о в а­
ния, особенно в равнинных р ай о н ах ( ± 0 , 5 — ± 1 , 0 м м /к м ). В горных ж е
районах ошибки несколько увеличиваю тся. О д н ако методы их у с тр а н е ­
ния разр аботаны совершенно недостаточно.
Метод повторного нивелирования и его практическое использова­
ние. Существует обш и р ная л и тер атур а, п о свящ енная р е зу л ь т ата м пов­
торного нивелирования к а к в С С С Р , т а к и за рубежом . Н и велирн ы м и
сетями покрыты огромные п ространства С С С Р и других стран. И з у ч е ­
ние вертикальных движений посредством повторны х н ивелировок про­
водится на к аж д ом геодинамическом полигоне. Н а больш инстве поли ­
гонов нивелирование производится один р аз в год, на л о к а л ь н ы х у ч а ­
с т к а х — несколько раз в год, а в наиболее активны х участках, н ап р и ­
мер, ж ивущ их разл ом ов доводится почти до непреры вны х наблю дений
(например, д есятикратны й опрос в г о д ) . Это д ает в озм ож н ость у ста н о ­
вить короткопериодические д ви ж е н и я и о б н ар уж и ть их с в язь с другим и
явлениями.
Повторным нивелированием установлено, что меняется не только
величина, но и зн ак ранее установленны х движ ений. К ром е того, с р а в ­
нение результатов трех- и ч еты рехкратны х повторных измерений высот
одних и тех ж е пунктов п оказало, что скорости д ви ж ени й во времени
не постоянны. Выявлено, что резкие изменения скоростей современны х
движений совпадаю т с зонами разр ы в н ы х наруш ений в подстилаю щ их
горных породах с гран и цам и блоков, которые нередко имеют р азн ы е
скорости перемещения. Геодезисты д а ж е говорят о «медленных» и
«быстрых» реперах.
И нтерпретация и п одтверж дение п олучаемы х д ан н ы х при п овтор­
ном нивелировании невозмож ны без привлечения геологических, геом ор­
фологических и геофизических данных. С равнени е их с геологической
структурой часто об н а р у ж и ва ет примерное совпадение участков, испы­
тывающих по данны м нивелирования поднятие, с участкам и , стр ук тур­
но приподнятыми, или участков, испы ты ваю щ их опускание, с у ч а с т к а ­
ми, структурно погруженными. Н а б л ю д а ю тс я и несовпадения. Ч а щ е
всего несовпадения объясняю тся тем, что не все тектонические стр у к ­
туры являю тся активными в современную эпоху, или они испытали
структурную переработку, или нивелирование проводилось в такую
геодезическую эпоху, когда зн а к современных д виж ений изменился. По
197
д а н н ы м повторного н ивелирования в пред ел ах Русской плиты скорость
поднятий на отдельны х л о к а л ь н ы х уч астк ах не п ревы ш ает 8— 10 мм/год,
а скорости погружений — д о . 4— 6 мм/год. Д л я орогенных областей, т а ­
ких, к а к К а в к а з, скорости поднятий достигаю т 8— 12 мм/год и более;
опускания в м е ж горны х прогибах достигаю т 6,2 мм/год (г. П о ти ). А на­
л и з ка р т составленных, д л я территории Восточной Европы, выявил
со п р яж ен н ы е поднятия и опускания с м акси м ал ьн ы м и значениями от
— 12 до + 1 3 , 5 мм/год и более.
У стан ав л и в аю тс я несовпадения результатов сопоставления повтор­
ны х нивелировок, в особенности если и нтервалы меж ду ними неравные.
Э ти м отчасти могут быть объяснены р асхо ж д ен и я м еж д у знаком дви­
ж е н и й по д ан ны м повторного нивелирования, с одной стороны, и струк­
т у р н ы м планом по рельеф у и по фундаменту, — с другой. Д л я получения
однозначной картин ы по заклю чению Т. П. Корокиной необходимо на­
блю дения на р азл и чн ы х полигонах при их сопоставлении приводить к
•одной геодезической эпохе д л я вы я вл ен и я «измеренных» и «приведен­
ных» невязок.
О б л а д а я больш ой точностью, рассм атр и в аем ы й метод широко ис­
пользуется в неотектонике, сейсмотектонике, сейсмологии. Однако для
получения н ад еж н ы х р езу л ь татов необходим длительны й интервал вре­
м ени наблю дений — несколько десятилетий. Учитывая знакопеременные
д в и ж е н и я , метод повторного нивелирования д ает сумму знакоперемен­
ных дви ж ени й за период времени м е ж д у двум я наблю дениями. Обычно
колебания дви ж ени й поверхности З е м л и в п р ом еж утках не учитываю т­
ся. Это вносит определенный элемент случайности в значение среднего­
до вы х скоростей, т а к к а к до сих пор, к а к в 1965 г. у к а зы в ал В. Г. Р их­
тер, не известны экстрем ум ы к о л еб ател ьн ы х движений.
А н ал и з резул ьтатов м ногократны х нивелировок на разны х поли­
г о н а х в С С С Р (С ред н яя Азия, У краи н а) и за руб еж ом (Ч ехословакия),
я т а к ж е проведение д ли тельн ы х наблю дений на специальной опытной
■площадке К риворож ского геодинамического полигона с частотой опроса
12 р аз в год (рис. 54), в ы яви л и колеб ател ьн ы е д ви ж ен и я с годичным
периодом и ам пл и тудам и , п ревы ш аю щ и м и в несколько раз скорости
д ли н н о п е р и о д н ы х колебаний. М ак си м ал ь н ы е значения превышений при­
х о д ятся на м а й — июнь, а ми н им альн ы е — на сентябрь. Н а и б о л ьш ая ско­
рость изменения отметок н аб лю д ае тся в течение одного месяца между
макси м ум ом и минимумом. Р еп ер Ц , зал о ж енн ы й на расстоянии 1,2 м
•от опорного, зн ач ительн ы х смещений не испытал. М ак си м ал ь н а я по­
греш ность при определении скоростей вертикальны х движений, прово­
д я щ и х с я в среднем через д есять лет, с помощью повторных нивелировок
за счет л иш ь годовой компоненты м ож ет достигать 3 мм/год. Все это
тр еб у ет проведения сравнений резул ьтато в повторных измерений в мо­
менты времени, соответствующ ие одинаковы м ф а за м годичной компо­
ненты. К а к у к а зы в а ю т А. Г. Б о н д а р у к и К. Ф. Тяпкин, в первом при­
ближ ении это будут одинаковы е времена года, и результаты ранее про­
веденны х повторны х нивелировок, использующихся д л я построения карт
•современных вертикальных, дви ж ени й на значительных территориях,
д о л ж н ы быть пересмотрены с целью введения в них соответствующих
поправок.
•
Н есм отр я на имею щ иеся недостатки, метод повторного нивелиро­
ван ия высокой точности широко прим еняется не только в С С С Р , но и в
других стр а н а х к а к д л я реш ения региональны х з а д а ч неотектоники и
геодинамики, т а к и д л я изучения л о к ал ь н ы х структур и разры вны х д е­
формаций. Д а н н ы е повторного нивелирования п редставляю т большой
198
А
Б
Рис. 54. Выявление характера и природы современных движ ений на К риворож ском
геодинамическом полигоне. П о А. Г. Б он даруку и К. Ф. Тяпкину
Л — опытная площ адка; Г — глубинный опорный репер; С, Ю, 3, В — грунтовые реперы; Ц —
центральный грунтовый репер. Б — график изменения во времени (с 1974 г.) превышения грун­
товых реперов относительно опорного глубинного репера
Рис. 55. К арта современных вертикальных движ ений на территории А зербай дж ана за
1948— 1959 и 1970— 1975 гг. По О. Д . Гусейнзаде, В. Р . Ященко
/ — изолинии скоростей современных тектонических движ ен и й , мм/год; 2 — участки максимальных
опусканий (6 м м/год и б о л ее); 3 — отдельны е тектонические покровы
интерес и для прогноза землетрясений. П оскол ьку причины последних
связаны с проявлением д еф орм ационны х процессов в земной коре и
верхней мантии, ка ж д о м у событию предш ествует период их усиленных
проявлений, следую щих за периодом фоновых д еф орм аци й . А н о м ал ь ­
ные деформации могут достигать величины 10-4 . К а к у к а зы в а ю т
199
Рис. 56. Комплексные профили современных вертикальны х движений. По Д . А. Лилиенбергу, Г. А. Кошкиной, Н. Ш. Ш иринову, В. Р . Ященко
J — кривая скоростей современных вертикальных движ ений (по данным повторного нивелирова­
н и я), в м м/год; 2 — градиенты скоростей, в мм/год*км; 3 — профиль рельефа вдоль линии ниве­
лирования; 4 — тектонические разлом ы разного порядка
В. И. Сомов и И. Ш . Р ах и м о в а, практический интерес представляю т де­
ф орм аци и около 10~6, которые п р о яв л яю тся на значительных площадях
и имею т более про до л ж и тел ьн ы й период сущ ествования: так, при зем­
л етрясен и и с М-4, рад и ус зоны п роявлен ия ан ом альн ы х деформаций со­
ст а в л я ет 10 км, при зем летрясен ии с М-5 — около 30 км, с М-6 — около
80 км, с М-7 — 200 км и с М-8 — 600 км.
Н а рис. 55 и 56 приведены карты изолиний вертикальны х движений
и ком плексны е профили. Р езу л ь т аты повторных нивелировок, у в язан ­
ные с геологическими д анны м и, позволяю т судить о степени дифференцированности современных д виж ений к а к крупных блоков земной ко­
ры, т а к и о сл о ж н яю щ и х их структур более высокого п орядка; а также
в ы я в л я т ь отдельны е .блоки по р азл и чн ом у реж и м у современных д ви ж е­
ний. В м есте с тем следует учиты вать мнение А. А. Никонова, вы ска­
зан н ое в 1986 г., что на к а р т а х современных верти кальн ы х движений
(за отдельны ми исклю чениями) не могут о б н а р у ж и ва тьс я современные,
действительно тектонидеские д ви ж ени я, т а к к а к они о т р а ж а ю т влияние
и неотектонических факторов. И н тер п ретаци я ка р т современных верти­
кальн ы х дви ж ени й б азируется на двух главны х допущениях: 1) при
измерении относительных высот неустойчивость опорных пунктов за
счет нетектонических причин или совсем исключается, или сводится к
прен ебреж и м о м а л ы м величинам ; 2) в ерти кальн ы е перемещения пунк­
тов (участков, областей) в п р о м еж у тках м е ж д у измерениями происходят
без изменения зн а к а и с равномерной скоростью, .а следовательно, о т­
раж аю т тренд тектонического происхождения. О д н ако оба эти д оп у ­
щения д ля большинства территорий не могут считаться бесспорными.
Поэтому необходимо искать пути разд ел ьн о го к а р т о г р аф и р о в а н и я име­
ющихся нетектонических и действительно тектонических компонент
современных верти кальн ы х дви ж ени й земной поверхности и в ы д ел ять
движения глубинной природы, о х в аты ва ю щ и е не только поверхность, но
и земную кору.
Г И Д Р О Л О Г И Ч Е С К И Е М ЕТО Д Ы
Наблюдения на п о береж ьях морей при помощи м ореограф ов и ф ут­
штоков. Д л я вы явления современных дви ж ени й з€м*ной коры и их к о л и ­
чественной оценки ш ироко использую тся р азл и чн ы е в о д о м ер н ы е н а б л ю ­
дения по берегам морей, крупных озер и д ан н ы е гидром етеорологиче­
ских постов на реках.
. '
Первы е систематические н аблю ден и я относительны х высот уровня
моря были начаты Ш ведской акад ем и ей наук на побер еж ье Б а л т и й с к о ­
го моря в округах Питео и Р отан , которы ми у становлены п о л о ж и т е л ь ­
ные движ ения континента со скоростью 1,02 см/год.
П о зж е на п о б е р еж ь ях появились специальны е ги дром етеорологи че­
ские посты, которые регистрировали уровень стояния водоема. Э ти н а ­
блюдения ведутся при помощи специальны х приборов— м ореограф ов и
футштоков и п оказы ваю т величину высоты уровня в момент отсчета с
точностью до 1 см (рис. 57).
Изменение уровня моря о п ределяется постоянно действую щ ими
(притяжение воды м ассам и материков, эвстатические кол еб ан и я у р о в ­
ня) и периодически действую щ ими (приливы и отливы , сгонно-нагонные
воздействия ветров, колебания уровня под воздействием б ари чески х н а ­
грузок и др. ф ак т о р а м и ). Они подробно описаны В. Г. Рихтером,
С. В. Победоносцевым и др. Д л я вы я вл ен и я тектонических движ ений
требуется об р аботка длинного р яд а наблю дений (десятки л е т ) , б л а г о ­
даря чему достигается б о л ь ш а я точность измерений скорости тектониче­
ских движений (порядка ± 0 , 3 — ± 1 , 0 0 м м /год ).
Систематические долголетни е наб лю д ен и я за больш ой частью бе­
регов европейской части С С С Р позволили С. В. П обедоносцеву у с т а н о ­
вить следующее.
1. Д в и ж е н и я берегов Бел ого и Б а р е н ц е в а морей имеют в основном
равномерный, линейный хар а к тер , з а исключением о тд ельн ы х пунктов,
где происходят изменения (колебани я) скоростей и н ап рав л ен и й в е р ­
тикальных движений.
2. В Балтийском море на фоне п одъем а или о пускания берегов,
определенных в 50—90 лет, происходят кол еб ан и я скоростей в е р т и к а л ь ­
ных движений за разн ы е п ром еж утки времени: в р яд е пунктов о т м е ч а ­
ются колебания скоростей с периодом в 20—30 лет.
3. Н а Черном и Азовском м орях х ар а к тер д ви ж ени й в основном
равномерный, но в отдельных пунктах сущ ествую т ко л еб ан и я скоростей.
После 1900— 1910 гг. отм ечается изменение скоростей верти кал ьн ы х
движений.
4. Н а Каспийском море д в и ж е н и я берегов нелинейные. У становить
периодичность в ко л еб ан и ях в ерти кал ь н ы х дви ж ени й , за исключением
отдельных пунктов, не п ред став л яется возм ож ны м .
Систематические н аблю ден и я за уровнем М ирового о к е а н а ведут
более 1500 береговых водом ерных постов, период наблю дений на кото201
Рис. 57. Влияние
современных вертикальны х движений на колебания уровня
моря. По Г. П. Калинину и др.
1 — наблю даемы й уровень; 2 — уровень с учетом движ ения берега
рых составл яет от 2— 3 до 160 лет. О д н ако распределены по побережью
они неравномерно, на них имеются сравнительно короткие ряды наблю ­
дений, что создает трудности в установлении современных движений
земной коры. Выявлено, что д ля всего побереж ья М ирового океана про­
тяж енностью около п олум илли она километров средняя скорость д ви ж е­
ний земной коры (компенсирую щ ая отдельны е области с полож итель­
ными и отрицательны м и дви ж ени ям и) сн и ж ается до сотых долей мил­
л и м етра. Вместе с тем о к азал о сь, что ал геб р аи ч еск ая сумма эвстатических колебаний уровня океан а и тектонических движ ений земной коры
опред ел яет зн ак и скорость относительных верти кальн ы х движений бе­
регов.
202
Попытка ан ал и за и п редварительного обобщ ения д ан н ы х получен­
ных по ф утш токам в сопоставлении с тектонической структурой побе­
режья позволила в 1975 г. С. А. Л у кьян о во й выявить тектоническую
подвижность берегов М ирового океана. В соответствии со сменой основ­
ных морфоструктур материков меняется знак, и интенсивность в ерти ­
кальных тектонических д виж ений п обереж ья. В целом о б н а р у ж и л о с ь
некоторое п реобладан ие относительно неустойчивых берегов, в число
которых входит почти все об рам лен и е Тихого океана. П о б ер е ж ь я с т е к ­
тонически неустойчивыми берегами составляю т окол о 42 % общей д л и ­
ны побережий М и ра (без учета А н т а р к т и к и ).. По наб лю д ен и ям за ф у т ­
штоками скорость современных в ерти кал ь н ы х д виж ений здесь д о с т а ­
точно велика и р авн а ± 2 — 4 мм/год. И з 238. изученных футш токов
113 оказали сь зал ож ен н ы м и на нестабильных, участках, что д о л ж н о '
влиять на определение средних скоростей.
Ш ироко распространены слабоустойчивы е берега, к которы м отно­
сятся восточное побереж ье А встралии, юго;восток Северной А мерики,
северное побереж ье С С С Р и др. Они составляю т 25 % общей длины
побережий М ира. Скорости современны х вер ти к ал ь н ы х д ви ж е н и й здесь
по уровенным наблю дениям д ости гаю т ± 1 , 5 — 2 мм/год. О коло 24 %
общей длины побереж ья Мирового океан а составл яю т устойчивы е бе­
рега. Они располагаю тся на восточном п обереж ье Северной и Ю ж ной
Америки, в Австралии, А ф рике и хар а ктер и зу ю тся весьма слабой тен­
денцией к опусканиям или поднятиям. П рим ерно 13 % общей длины
побережий в п ределах Северной Европы и Америки п ад ает на районы,
в которых об щ ая тенденция тектонических дви ж ени й во много р аз уси­
ливается гляциоизостатическими д ви ж ен и ям и под влиянием разгрузк и
льда. Скорость современного поднятия здесь м о ж е т п р ев ы ш ат ь 6—
7 мм/год, местами дости гая 35 мм/год (С еверн ая К а н а д а ) . Н а и б о л е е
редки весьма устойчивые берега. Они встречаю тся небольш ими у ч а с т ­
ками на разны х континентах и зан и м аю т л иш ь 9 % общей длины побе­
режий Мира.
Д альнейш ее изучение этого вопроса п озволило з а последние 250—
300 лет выявить отдельные многолетние повышения и пониж ения у р о в ­
ня океана (в среднем ± 3 — 4 см) приблизительно через к а ж д ы е 33 го­
да на общем фоне слабого неуклонного повы ш ения уровенной поверхно­
сти (одновременно с потеплением к л и м а т а ), которое составило п р и б л и ­
зительно 1 мм/год. К а к у к а зы в а е т Р. К. Клиге, к 40-м годам XX в. ско­
рость подъема уровня М ирового океан а достигла •3 мм/год; после 40-х
годов темп несколько снизился, но подъем неуклонно п р о д о л ж а ется в
в настоящее в р ем я (со средней скоростью приблизительно 1,4 м м /год ).
Все это объясняется изменениями в системе глобального во до об м ена
и изменения водного б ал ан са Зем л и, которые тесно связан ы с к о л е б а ­
ниями температур, в ы звавш и м и интенсивное тая н и е ледни ковы х покро­
вов Земли и увеличение сухости материков. П оэтому д л я оценки ско­
рости и направленности современных в ерти кал ь н ы х дви ж ени й земной
коры необходимо учиты вать скорость и н ап рав л ен н ое изменение уровня
в каждый определенный момент времени и в конкретном районе.
Уточненные данные, приведенные в 1980 г. Р. К. Клиге, п оказали,
что в текущем столетии 4,7 % п о береж ья М ирового о ке ан а п одн и м ается
со скоростью 2 мм/год; 7,9 % п обереж ья п они ж ается до 2 мм/год;
24,9 % побережья, по д анны м морских станций, остаю тся в д остаточн о
стабильном положении; на 4,2 % п обер еж ья н аб л ю д ае тся п одъем у р о ­
вня со скоростью менее 2 мм/год, а на 14,3 % п о береж ья подъем со с тав ­
ляет более 2 мм/год.
203
Рис. 58. К олебания уровня озер при неравномерном поднятии. По Г. Ю. Верещагину
А — древняя береговая линия; / — сток в точке b (уровень Ь не меняется, быстро понижается в
точке а); I I — сток находится в точке а (уровень повышается и не меняется в точке стока); III —
сток в пром еж утке; р — регрессия в точке а, тр — трансгрессия в точке b; h — высота поднятия
Н а основании водом ерных наблю дений во многих странах было вы­
яснено, что места установок футштоков и мореографов часто были вы­
браны неудачно — в бухтах, зал и в ах , куда вп а д а ю т реки, и которые
имеют все призн аки современны х погружений. Поэтому и водомерные
наблю ден и я фиксирую т п р еоб ладан ие л о кал ьн ы х отрицательны х дви­
жений.
Водомерные наблюдения на озерах. Н а основании водомерных н а ­
блюдений мож но д е л а т ь выводы и о неравномерны х д ви ж ени ях берегов
озер. В бессточных озерах, независимо от того, имеют ли они приток,
уровень их будет отступать от берега, в районе которого проявляются
поднятия. Н а противоположном берегу при этом, наоборот, уровень во­
ды будет подниматься. Е сли озеро со стоком, постоянное положение
среднего многолетнего у ро в н я о зер а по отношению к реперам на берегу
сохраняется лиш ь возле порога стока озер а и «оси равновесия» его вод.
З а «ось равновесия» (по Г. Ю. В ерещ агину) принимаю т линию, соеди­
няю щую порог стока с той частью противоположного берега озера, где
не н аб лю д ается ни положительного, ни отрицательного перемещения
береговой линии. П ри этом всегда нап равлен ие оси равновесия совпа­
д ает с нап равл ен ием изолиний поднятий и опусканий местности, пред­
ст а в л я я собой ка к бы местную нулевую изолинию, с одной стороны ко­
торой расп о л ага ю т ся изолинии поднятий, а с другой — изолинии опус­
каний местности. Разность, средних годовых уровней д ля водомерного
поста, н аходящ егося возле стока озера и постов на других пунктах его
п обереж ья, д ает в о зм ож н о сть судить о неравномерности поднятий его
берегов (рис. 58).
Если- происходят» Неравномерные относительные поднятия разных
берегов озера, полученные разности будут с течением времени меняться
в случае, когда какой-либо 'пункт поднимается сильнее, чем пункт у
стока озера, разность эта- с годами увеличивается; если пункт подни­
мается менее интенсивно, чем пункт у стока, разность с годами умень­
шается.
И зучение О неж ского озера и С егозера в К арел и и Г. В. В ерещ аги­
ным п озволило у становить смещение береговой линии по отношению к
линии равновесия: поднятия на северо-западны х участк ах и признаки
опускания на юго-восточных. А н алоги чн ая картин а у станавливается в
области В еликих озер Северной Америки. К а ж д о е из пяти озер (Верх­
204
нее, Мичиган, Гурон, Эри, О нтарио) подвергается наклону в юго-югозападном направлении со скоростью 10 см в столетие. П р и этом вся
территория испытывает опускания, в озрастаю щ и е к югу, со скоростью,
превышающей 4 мм/год в районе Ч и каго [ 4 0 ] . . '
Большой интерес п р ед став л яет монограф ия В. В. Л а м а к и н а по
изучению современных д виж ений оз. Б а й к а л . И сходя из наблю дений за
уровнем Б а й к а л а за 35 лет, привлекая, имеющиеся геодезические ниве­
лировки и дан ны е береговых засечек, сделанные ещ е И. Д . Ч ерски м
в 1878— 1880 гг., В. В. Л а м а к и н установил микропульсации земной ко­
ры. Они происходят н аряд у с н ап р авл ен ны м и поднятиями и о п у ска н и я­
ми разны х участков п обер еж ья Б а й к а л а . Р а з н и ц а средних годовых
уровней Б а й к а л а , определенных по н аблю ден и ям на р азн ы х в одом ер­
ных постах, о т р а ж а е т в ерти кальн ы е п одви ж ки берегов с довольно б о л ь ­
шой точностью. В одомерные посты, помимо своего прямого н а з н а ч е ­
ния, ка к считает В. В. Л а м а к и н , вы п олн яю т роль самописцев тек тон и ­
ческих движений. Он н а зы в а л их тектонограф ам и . Закон о м ер н ости в
расхождениях отметок уровня воды в разн ы х м естах при сопоставлении
их с геологическими особенностями б ай к ал ь ск и х берегов п оказы ваю т,
что значительные местные зав ы ш ен и я в п о к аза н и я х уровня озера з а в и ­
сят от местных опусканий берегов и, наоборот, зан и ж ен н ы е п оказан и я
уровня — от поднятий. В одомерные д ан ны е о т р а ж а ю т и н ап р ав л ен н ы е
поднятия или опускания берегов и их колебания. П р е д л а г а я свою раздвиго-провальную гипотезу о б р азо в ан и я Б а й к а л а В. В. Л а м а к и н , и зу ­
чая сбросовый и сдвиговый рельеф, установил гори зонтальн ы е искрив­
ления и изломы, назван ны е им явл ен и ям и д еп р ав ац и и , приво д ящ и м и к
изменениям поверхностных отложений, о б разую щ и м и ся одновременно
со сдвигами, об наруж ен н ы м и в береговой полосе Б а й к а л а .
Водомерные наблюдения на реках. С целью вы явл ени я современных
тектонических д виж ений в 1952 г. Д . А. Козловский впервы е п р ед л о ­
жил исследовать дин ам ику изменения кривой расходов рек. Эрозионно­
аккумулятивная раб ота рек в н астоящ ее врем я ф иксируется н а б л ю д е ­
ниями многочисленных гидрометрических станций, р азб р о са н н ы х по
всему земному шару. Н а б л ю д ен и я за уровням и и р ас х о д а м и воды ф и к ­
сируют эрозионно-аккумулятивную раб оту рек и тем самы м соврем ен­
ные тектонические д ви ж ени я. При ак кум ул яц и и наносов к р и в ая у р о в ­
ней и расходов воды см ещ ается вверх, при эрозии р усла происходит
смещение кривой вниз. Этим п о каза тел ем в н астоящ ее в рем я широко
пользуются гидрологи для определения темпов изменения отметок
л ож а реки.
К ривая расходов воды п р ед став л яет граф и ческое в ы р а ж е н и е р а з ­
ницы м еж д у уровнями и р ас ход а м и воды в каком -ли б о сечении реки.
При устойчивом л о ж е эта зависимость постоянна, т а к к а к к а ж д о м у
расходу воды отвечает вполне определенный уровень. Если ж е л о ж е
реки подвержено деформации, то кр и в ая расходов воды испыты вает
смещение; при этом ак ку м у л яц и я наносов в ы зы в а е т смещение ее вверх,
а эрозия — вниз по отношению к п ерв о начальн ом у положению.
Этот метод был проверен Л . Н. Б ы лин ской д ля разн ы х рек в м естах
уже выявленных современных тектонических поднятий и опусканий
(рис. 59). Во всех случ аях (реки Сосна, Ингулец, Воронеж, Хопер,
Днепр, П ри п ять и др.) была установлен а связь н ап равлен ности ру сл о ­
вых процессов с имеющимися геодезическими данны ми, в ы я вл я ю щ и м и
направление и скорость современных тектонических движ ений. Б ы л сде­
лан вывод, что с помощью водомерных наблю дений на реках мож но
судить о скоростях современных тектонических д виж ений путем ана205
Рис. 59. Кривые расходов воды по данным гидрометрических станций. По Л. П. Былинской
/ — р. Хопер — г. Балаш ов; / / — р. И н г у л е ц — г. Кривой Рог; / / / — р. Днепр — г. Кременчуг; /V —
р. Ока — г. Муром
л и за скорости эрозии и ак ку м у л яц и и в русле, которые можно сопостав­
л я ть с геодезическими данными.
Оценку тем па эро'зионно-аккумулятивной работы рек и соответ­
ственно скорости и н ап р ав л ен и я вер ти кал ьн ы х движений, по Д . А. Коз­
ловскому, м ож но проводить и другим и методами, исследуя: 1) устойчи­
вость во времени рассм отренны х гр аф и ко в на соседних водомерных пос­
тах; 2) устойчивость м иним альны х годовых горизонтов во времени;
3) устойчивость во времени поперечных профилей реки и 4) измене­
ние мутности воды по д ли н е речной системы.
Г Е О Ф И ЗИ Ч Е С К И Е М ЕТО ДЫ
Н а геодинамических полигонах широко используются разн оо б раз­
ные геофизические методы изучения современной геодинамики. Помимо
этого, д ан ны е геофизических исследований п ривлекаю тся д ля решения
и реги он альн ы х вопросов неотектоники. В таком случае д ается анализ
геофизических полей и их и нтерпретация в сопоставлении с данными
тектоники чехла, ф ундам ен та, р ельеф а земной поверхности и неотектоническими структурам и, рельеф ом поверхности фундамента.
Изучение деформаций наклономерами и деформографическими ме­
тодами. Д л я изучения д еф орм аци он ны х явлений, св язанны х с тектони­
ческими процессами, и медленных движ ений земной поверхности на
прогностических полигонах обычно в комплексе с другими геофизиче­
скими и сследованиям и прим еняю тся н аблю ден и я с помощью наклоно­
меров. И х цель — изучить изменения во времени наклонов локальных
участков земной коры. С ущ ествует много разл и чн ы х систем н аклономе­
ров. Н а геодинамических: полигонах ч ащ е всего используют высокочув­
ствительный маятн иковы й н аклон ом ер системы А. Е. Островского (база
измерения около м е т р а ), либо гидростатические наклономеры с б а з а ­
ми в д есятки метров. П огреш ности измерений при этом находятся в
п р ед ел ах 0 ,0 1 "— 0,001". Д ля уменьш ения помех температурного проис­
хож д ен и я н аблю ден и я, к а к правило, проводятся в глубоких (в несколь­
ко д есятков метров) горных вы рабо тках , ш у рф ах и штольнях.
И зучение наклонов' земной поверхности на геодинамических поли­
гонах позволило заф и к с и р о в а ть их в к аж д о й точке земной поверхности.
О казал о сь , что запись движ ений приборам и очень сложна, состоит из
отдельны х компонент и требует специальной обработки д ля выявления
тектонических движений. По записям наклономеров, по В. Ф. Бончков206
Апрель
Май
11 12 13 1k 15 16
17 18 19 20
{/мин
в
и\Г\гм\VVlvtvWu
V
И\1
\1"
Л2
Рис. 60. Графическое вы раж ение записей наклономеров:
А _ внутри сейсмической обл асти (Я пония). 1 — время, соответствую щ ее сильным изм енениям после
толчков; 2 — направление дополнительных вариаций. Б — Приливы и отливы ( 1 ) и наклоны ( 2 )
по наблю дениям в Кванто (Я пония). Справа масш таб
скому, устанавли ваю т: суточные и годовые д ви ж ени я, обусловленны е
тепловым влиянием (до нескольких секунд д у ги ), п рили вообразую щ ей
силой Л уны и С олнца (порядка 0 ,0 1 " ); перер асп р ед ел ен и я атм о с ф е р ­
ного д авления; бури наклонов в виде временны х беспорядочны х д в и ­
жений (секунды д у г и ) ; наклоны, в ы зв ан н ы е д ви ж ени ем л ав ы и газов
в вулканических рай он ах (до 3 " в сутки), и др. Только методом и склю ­
чения отдельных компонентов, со ставляю щ и х комплекс д виж ений, ф и к ­
сируемых наклономерами, в ы я в л я е т с я наличие вековы х н акл о н ны х д в и ­
жений, которые могут достигать н ескольких д есятков секунд дуги и
проявляться на больш их терри тори ях или на отдельны х б ло к ах
(рис. 60).
Н аблю д ен иям и на разн ы х станциях в ы я в л я ется резкое изменение
скорости наклона перед зем летрясен иям и . Н апри м ер , на Д у ш а н б и н ­
ском геодинамическом полигоне резкие изменения в ходе наклонов
произошли за 6 дней до зем летрясения. Д л я понимания этих записей
необходимо сопоставление д ан ны х наклоном еров (разной ориентиров­
ки) с механизмом очагов зем летрясений и вы явлением осей с ж и м а ю ­
щих и растяги ваю щ и х напряж ений.
Д л я регистрации д еф орм аци й использую тся м еханические методы
для наблюдений в приповерхностных частях массивов и в близи стенок
горных вы работок и тензометрические методы — д л я изучения более
глубоких участков. В первом случае ведутся н аблю ден и я при помощи
конвергометров и дефектометров, а т а к ж е экстензом етров, об р атн ы х о т ­
весов и клинометров д ля изучения линейны х и угловы х деф орм аций.
Точность измерения линейны х д еф орм аци й этими приборам и в з ав и си ­
мости от конструкции от + 0 , 2 5 до 0,05 мм, угловы е д еф ор м ац и и могут
измеряться с ош ибкам и не более 10-4 градусов. Б а з а измерений в р а з ­
личных конструкциях составляет от 1— 1,5 до 20— 30 м.
Тензометрические наблю дения производятся с помощью д еформометров и тензометрических штанг, пред назначенн ы х д л я и зм ерени я л и ­
нейных деформаций и х ар актер и зую щ и хся несколько большей (по с р а в ­
нению с механическими м етодами) чувствительностью. Точность и зм е­
рения деформаций д еф о рм о м етрам и 2 — 5 -1 0 ~ 3 мм, тензометрическими
ш тангами 10~4 мм. Б а з ы измерения 1,5— 10,0 м. Эти приборы позволяю т
в приповерхностных частях земной коры, доступных д л я непосредст207
венных измерений, изучать в небольших структурных блоках их линей­
ные в ерти кал ьн ы е и гори зонтальн ы е д еф орм аци и с ам плитудами более
10~>— 10-2 мм и угловы е д еф орм ац и и с амплитудой более 0 ,1 "— 0,5".
Д л я выяснения изменения во времени линейных деформаций в от­
дел ьн ы х то чках земной поверхности наиболее часто используются к в ар ­
цевые д еф о р м о гр а ф ы с большой (от 15 до 30—40 м) базой, устанавл и ­
в аем ы е в глубоких подземны х вы рабо тк ах. Чувствительность этих при­
боров 10-8— 10-9 на мм записи. П риборы сн аб ж а ю тся двум я системами
регистрации: оптико-механической и фотоэлектрической с большой чув­
ствительностью к д еф ор м аци ям . С двоен н ая регистрация применяется
д л я взаи м н ого кон троля п оказани й приборов. З а п и сь ведется непрерыв­
но. Н а ряд е станций п а р ал л ел ь н о с д еф орм ограф ам и , измеряющими
гори зонтальн ы е деф орм ации, р аб отаю т гидростатические нивелиры, ко­
торые регистрирую т углы н акл он а на исследуемой площ адке. Помимо
тем пер атур н ы х и кл и м ати ческих измерений приборы четко отмечают
вл ияни е зем летрясений, которые д о л ж н ы быть вы явлены на фоне помех
по дан ны м н ескольких станций. Р а з л и ч и я в величине деформаций и
ориентации осей м акси м альн ого с ж а ти я могут быть связаны с разл и ч ­
ным геологическим строением отдельны х участков, на которых располо­
ж ены станции, разл и чн ы м и ориентацией разлом ов и направлением
п о дв и ж ек по этим р азл о м а м .
Гравиметрические наблюдения. При установлении причин возникно­
вения верти кал ьн ы х дви ж ени й используется их в заи м осв язь с геофизи­
ческими полями и, в частности, с грави тац ион н ы м полем Земли. Н а геодин ам ических полигонах в ы я в л я ю тся вековые изменения силы тяжести.
Л о к а л ь н ы е или реги он альн ы е изменения силы тяж ести могут вызвать
изменения н ап р ав л ен и я отвесной линии, а следовательно, внести иска­
ж ени е в определение высот при проведении нивелирования, исказить ко­
ордин аты пунктов, полученные по астрономическим наблю дениям. Сово­
купность д ан н ы х о соврем енны х д ви ж е н и ях земной коры, к а к у к а зы ­
в ает Ю. Д . Б у л а н ж е , об изменениях силы тяж ести, неравномерности
в р ащ е н и я Зем л и, ко л еб ан и ях уровня М ирового океана д ает в о зм о ж ­
ность и зучать перем ещ ение масс внутри Земли. Установление ж е зако­
нов изменения силы тяж ест и во времени д л я всей Зем ли позволяет
по-новому рассм отреть гипотезу расш и р яю щ ейся Земли. Решение всех
этих вопросов геодинамики в комплексе крайне в аж н о д ля оценки су­
щ ествую щ их геотектонических концепций и уяснения роли в них нео­
тектонических д ви ж ени й [59].
С овременны е и новейш ие тектонические дви ж ени я, я в л яя сь резуль­
татом глубинны х процессов, .тесно св язан ы с изменениями гравитацион­
ного поля к а к во времени, т а к и в пространстве. Очевидно, процессы,
п ротекаю щ и е на больш их глубинах, явл яю тся причиной возникновения
прогибов и поднятий разл и чн ы х участков земной коры, и изменений
ан ом али й силы тяж ести ., С этих позиций проводится ан али з многих
территорий. Так, рассм отрение х а р а к т е р а аномалий силы тяж ести на
территории, наприм ер, А рмянской С С Р позволило прийти к выводу, что
н аб л ю д ае тся оп ред елен н ая -связь их с новейш ими в ертикальны м и дви­
ж ени ям и. А налогичны е вы воды сделан ы и д ля других районов.
Е ж егодн ы е измерения грави м етром во многих пунктах на терри­
тории А ш хаб ад ского геодинамического полигона в отдельных районах
п о к а з а л и слаб ое п ри р ащ ен и е ан ом али й силы тяж ести за 4 года. Однако
Ю. Д . Б у л а н ж е вы явленн ы е изменения силы тяж ести во времени для
районов У краины, П о в о л ж ь я , П ри б ал тик и, Северного К а в к а за , согла­
сующ иеся с тектоникой этих регионов, не считает достоверными. Кри­
208
тически оценив методику р абот и р езул ь таты по имею щ имся м а т е р и а ­
лам на территории С С С Р и Восточной Европы, Ю. Д . Б у л а н ж е прихо­
дит к выводу, что за период с 1955 по 1973 гг., если только изменения
имели место, они могли быть более 10— 15- 10~8‘м/с2 в год.
Н а ранее составленных грави м етри чески х к а р т а х не всегда мож но
объяснить гравиметрический фон геологическим строением того или
иного района. Следует учитывать, что. к а р ты и зоан ом ал , построенные
геометрическим путем по редкой сети гравиметрических наблю дений,
могут привести к ош ибкам в понимании структур. .Р е к о м ен д у ется ис­
пользовать д анны е по отдельны м точкам* наблю дений и о б язател ьн о
привязывать их к конкретной поверхностной структуре, отраж ен ной на
геологической карте. В ряд е случаев крупны е неотектонические струк­
туры (поднятия, в п ади н ы ), созданны е новейш им ^ тектоническими д ви ­
жениями, о т р аж аю т процесс изменения мощности, земной коры.
П роблемы изучения неприливны х (вековых) изменений силы т я ­
жести в современной гравиметрии тесно .св язан ы с реш ением зад ач
глобальной геодинамики. П о к а мы не имеем, достоверных д ан н ы х о гло­
бальных изменениях силы тяж ести. К а к у к а з ы в а е т Ю. Д. Б у л а н ж е [59],
необходимо создание глобальной сети гравиметрических обсерваторий
для наблюдений с интервалом в 3— 4 года. Ч ем вы ш е точность и совер­
шеннее методы измерений, тем меньш е в ы явл енн ы е изменения силы
тяжести. Это свидетельствует о весьма высокой стабильности г р а в и т а ­
ционного поля З е м л и во времени. В месте с тем накоплено много д ан ны х
по его изменчивости. О днако эти д ан н ы е разл и чн ы и противоречивы.
Реальна возмож ность л о к ал ь н ы х и региональны х изменений силы т я ­
жести. Уверенно фиксирую тся изменения силы тяж ести , в ы зы в аем ы е
совокупностью явлений, п ред ва ряю щ и х или сопро вож д аю щ и х и звер­
жение вулканов, а т а к ж е перед зем летр ясен и ям и большой силы и после
них. У станавливаю тся изменения силы т я ж ести при больш их в е р т и к а л ь ­
ных перемещениях земной поверхности, вы зв ан н ы х тектоническими про­
цессами.
Во всех расчетах Ю. А. Т а р а к а н о в и В. А. Ш улейников оперируют
данными современных наблю дений изменений силы тяж ести. О ценка
возможных изменений этой величины, вы зван н ой перестройкой земной
коры за плейстоцен, д а е т величину п ор яд ка 5 -1 0 -10 м/с2 в год. В л ияние
годового и чандлеровского д ви ж е н и я полюсов З е м л и вследствие свобод­
ной нутации в средних ш и ротах с к азы в а ется на изм ен ен и ях силы т я ­
жести. Глобальны е перем ещ ения атм осф ерн ы х масс, сезонные к о л е б а ­
ния уровня М ирового океан а п риводят к гл обал ьн ы м изменениям силы
тяжести на земной поверхности (до 1,3* 10—8 м/с2).
По расчетам Н. Н. Парийского, неравномерность в р ащ е н и я З е м л и
может вы звать т а к ж е изменения силы тяж ести . П ерем ещ ен ие центра
массы Зем ли на величину п о р яд ка 10 км д о л ж н о привести к изменению
силы тяж ести на поверхности З е м л и на 2— 3 -1 0 -8 м/с2 в год. П о мне­
нию Ю. Д. Б у л ан ж е , все эти расчеты требую т уточнения [59]. И тем
не менее, если мы будем оперировать зн ачительны м и отр езк ам и в р е­
мени неотектонического этап а, когда происходили очень больш ие из­
менения высотного п олож ения отдельны х точек, необходимо допускать
ощутимые изменения силы тяж ести на поверхности Зем л и. Н еобходимо
дальнейшее изучение вар и ац и й силы тяж ести на полигонах, р ас п о л о ­
женных в различны х геоструктурных условиях.
Наблюдения над магнитным полем Земли. Н а геодинамических по­
лигонах, особенно в сейсмических о б л а ст я х ведутся магнитометрические
наблюдения над в ар и ац и я м и магнитного поля, систематически повторя14
Зак. 309
209
Рис. 61. Изменение по времени ве­
личины разности полной состав­
ляющей магнитного поля Земли
ДТ при синхронных измерениях в
аномальном и нормальном полях.
По В. А. Л арионову и Д . А. Нагорской
ю щ иеся до нескольких р а з в год. Обычно поле вековых вариаций св я­
зан о с тектоникой рай он а наблю дений, ан ом альн ы е участки приурочены
к глубинным р азл о м а м . Во всех сл уч аях вы я вл я ется связь магнитного
поля с сейсмической активностью рай он а наблюдений и тектоническими
процессами.
Д лин новолн овы й спектр вар и ац и й (вековой ход магнитного поля)
и зучается к а к в о зм о ж н а я х ара к тер и сти к а глубинных процессов, ответ­
ственных за ф орм и ро ван ие очагов упругих напряж ений; коротковолно­
вой — к а к в о з м о ж н а я геом агни тн ая х арактер и сти ка критического со­
стояния деф орм ируем ой среды. Б ы стр о протекаю щ ие вар и ац ии магнит­
ного п оля о к а за л и с ь прям о связан ны м и с зем летрясениями. Н а АлмаАтинском полигоне их у д ал о сь выявить, основываясь на предполож е­
нии, что сейсмомагнитный э ф ф ект однозначен, и поэтому суммирование
его от м н ож ества зем летрясен ий м ож ет сы грать роль накопителя и
тем сам ы м привести к установлен и ю этой связи. По м а т ер и ал ам р а з ­
личны х магнитных обсерваторий, сум м арны й геомагнитный эф ф ект вы ­
р а ж а е т с я в «бухтообразном » понижении значений 6 H q , которое проис­
ходит за 2— 5 ч до зем летрясен ия. По истечении этого времени после
зем ле тряс ен и я зн ач ен ия 8H q снова во сстанавливаю тся. С. Б. Уразаев,
Т. А. Акиш ев и др. п редполагаю т, что при зем летрясении происходит
временное н аруш ени е намагниченности пород среды.
Э ксп ери м ен тальн ы й м а тер и ал Б а й к а л ь с к о г о геодинамического по­
лигон а свидетельствует, что изменение аномального магнитного поля
о т р а ж а е т изменение н ап ряж ен и й в земной коре. Отмечено, что в 120—
140 км от точек наблю дений по линии разл о м ов, ограничиваю щ их с
юго-востока Б аргузи н ску ю впадину, произош ло зем летрясение 8-го к л а с ­
са. П о мнению В. А. Л а р и о н о в а и Д . А. Н агорской, изменение н ап р я ­
жений было в ы зв ан о зем летрясением и явилось причиной изменения
аном ального магнитного поля. Все п арам етр ы о т р а ж а ю т единый тек ­
тонический р еж им единой системы разломов, в п ределах которой н а ­
ходились точки измерений й, эпицентр зем летрясен ия (рис. 61).
Пом им о изменения н ап ряж ен н о го состояния горных пород известны
и другие процессы в земной коре, которы е в какой-то мере могут при­
водить к л о к ал ь н ы м маг-нитным ан о м а л и я м векового хода (с учетом
магнитных в ари ац ий земцого п о л я ): химические превращ ения в ф ерр о­
магнитных м и н ер ал ах горных пород, изменение сопротивления горных
пород в зонах аномальной проводимости и перемещение границы изо­
термы Кюри. Все они д о л ж н ы учиты ваться при неотектоническом а н а ­
лизе.
Наблюдения над- электрическим полем. Д л я вы явления прочности
горных пород в очаговых зонах зем летрясений изучаются вариации
электрического поля З е м л и во времени. П ри м ен яю тся р азличны е мето­
ды, в частности, м оди ф икац ия дипольного электрического зондирования
на постоянном токе, использовавш егося на Алма-Атинском полигоне,
периодические измерения эффективного электрического сопротивления
210
горных пород и регистрация электром агнитного импульсного и злуче­
ния Земли (Э М И З ).
На Таш кентском полигоне с помощью дипольной установки с о зд а е т ­
ся искусственное поле и регистрируется отношение Av/l. Н а б л ю д ен и я
повторяются несколько р аз в год (4— 6 р а з ) . В ари ац и и Э М И З регистри­
руются непрерывными инструментальны ми измерениям и частоты и а м ­
плитуды импульсов, принимаемы х на антенны радиоустановок, д ей ст­
вующих в диапазоне длинны х волн. В резу л ь т ате -эл е к т р о м етр и ч еск и х
наблюдений выделены лунно-суточные в ар и ац и и электрического сопро­
тивления горных пород, связан ны е с приливны ми д ви ж е н и ям и земной
коры.
По данным Г. А. М а в л я н о в а и В. И. У ломова, на Таш кентском по­
лигоне выявлены аномалии в электромагнитном,- изучении Зем л и, со­
стоящие в значительном увеличении частоты поступления импульсов
ЭМИЗ в связи с зем летрясением с М -4 3/4, происшедшим в 40 км от
пункта наблюдений. Это явление св язы в ается с увеличением в горных
породах количества микротрещин незадолго до м аги стральн ого р а з р ы ­
ва, вызвавшего сейсмический толчок. В ы я вл я ю тся т а к ж е среднесуточ­
ные и сезонные в ари ац ии Э М И З и другие анал о ги чн ы е явления. Так,
за 5 ч до Таш кентского зем летрясен ия 1966 г. н аб лю д ал о с ь н аруш ени е
атмосферного электрического поля, сам опроизвольное заго р а н и е во в р е ­
мя землетрясения лю минесцентных л ам п , свечение атм осф еры в плейстосейстовой области и др. О тм ечаю тся электрические ан ом али и и в
ионосфере на высотах ~ 3 0 0 км в виде увеличения электронной плотно­
сти; отмечены аномалии в приземном атм осферном электрическом поле,
в изменении нап равлен ия вектора н ормальной н ап р яж ен н ости на о б р а т ­
ное.
По данны м А. А. В оробьева, в период пластической д еф о р м а ц и и в
зоне готовящегося р азр ы в а быстро во зн и кает больш ой электрический
ток, нагревающий горные породы и о сл аб л яю щ и й их м еханическую
прочность, а т а к ж е перераспределяю щ ий электрические р а зр я д ы в си­
стеме З е м л я — атм осфера. В резу л ь тате во в рем я зем летрясен ия и до
него вблизи очаговой области могут возни кать больш ие электри чески е
возмущения, которые регистрирую тся к а к высоко н а д землей, в ионо­
сфере, гак и в глубоких ш урфах, ш тол ьнях и ск ва ж и н а х . В еличина
электрического потенциала при этом, по д ан н ы м Т аш кен тского полиго­
на, мож ет достигнуть нескольких ты сяч вольт и соответствовать д е с я т ­
кам вольт на ка ж д ы й метр глубины.
Н а территории геодинамических полигонов, ка к и за их пред ел ам и ,
широко используются методы электрометрии. Н а и б о л ее р асп р о с тр ан ен ­
ными видами э л ектрор азв ед ки я в л яю т с я вер ти кал ьн о е электри ческое
зондирование (В Э З ), изучение естественных теллурических токов З е м ­
ли при помощи теллурического и магнитно-теллурического зо н д и р о в а­
ния и профилирования (ТТ, М Т П , Т З и М Т З ) . Всеми этими методами
выявляется морфология погребенного рельеф а, оконтуриваю тся участки
максимальных мощностей новейших отложений, в ы д ел я ю тся и окон­
туриваются разн ы е по литологическом у составу отлож ения, что позво­
ляет обнаружить структурные формы в новейших отло ж ен и ях, в ы я в ­
ляют различны е криптоформы — погребенные поднятия и опускания.
Сейсмометрические наблюдения. П ри изучении неотектоники ис­
пользуют и методы сейсмометрии, основанны е на изучении отраж ен и я
(МОВ) и преломления (К М П В ) упругих сейсмических волн при их
распространении в неоднородной тол щ е земной коры. По скорости п р о­
хождения волн от места взр ы ва до о тр а ж а ю щ е й поверхности и обратно
14*
211
к сейсмоприемнику мож но судить о глубинах зал е га н и я пластов. Л у ч ­
ше всего о т р а ж а ю т и п релом ляю т волны древние погребенные поверх­
ности в ы равн и вани я, глубины з а л е га н и я которых у станавли ваю тся с
большой точностью. М етод ам и М О В и К М П В вы являю тся новейшие
структурны е ф ормы р азн ы х видов, определяю тся мощности новейших
отлож ений в зон ах погружения, изучаю тся погребенные формы рельефа
(речные долины и д р.).
Неоценимы й м а тер и ал д л я изучения неотектоники на геодинамиче­
ских полигонах и вне их д а ю т методы сейсмологии. П р е ж д е всего они
использую тся д л я оценки современных тектонических движений. Сбор
и о б р аб отка всех и нструм ентальны х и макросейсмических данны х обыч­
но производится специалистам и-сейсм ологам и и сейсмотектонистами.
П ри решении вопросов неотектоники приходится использовать у ж е го­
товые, об раб о тан ны е данны е, сопоставл яя их с м а тер и ал ам и других
методов исследования. Обычно сейсмологические д ан ны е представля­
ю тся в виде ка тал о го в зем летрясений, составленных по м атериалам
м акросейсмических и инструментальны х наблю дений, атл а с а ка р т изосейст и серии карт, хар а к тер и зу ю щ и х сейсмичность (карты эпицентров
зем летрясений, плотности эпицентров, сейсмической активности, сейсми­
ческого рай он ирован и я, разл и ч н ы е сейсмотектонические карты и др.).
Очень в а ж н о д л я понимания связи сейсмичности с особенностями гео­
логического строения региона использовать д ан ны е по механизм ам оча­
гов зем летрясений, их д инам ическим п а р ам етр ам и полям напряжений,
которы е вы я вл я ю тся с учетом д ан н ы х и по неотектонике.
Б о л ь ш о е внимание у д ел яется отношению скоростей прохождения
сейсмических волн v Pl v s , которые перед сейсмическим толчком часто
ум еньш аю тся до ан ом альн о низких значений. Толчок происходил сразу
после в о звращ ен и я отношения v P/ v s к нормальной величине. Экспери­
м ентам и д о казан о, что увеличение трещ иноватости горных пород обус­
л о в л и в а е т уменьш ение скоростей прохож дения продольны х волн вР и
не в л и я ет на поперечные волны v s . Отношение vp / vs уменьшается.
Д а л ь н е й ш е е изменение физической обстановки приводит рассм а тр и в ае­
мое соотношение к исходной величине. Д л я установления импульсных
дви ж ени й возни каю щ и х при горных работах, инф орм ация мож ет быть
получена путем применения прозвучивания массивов горных пород и
сейсмоакустических методов. Они прим еняю тся т а к ж е д л я изучения н а­
п ряж енного состояния земной коры и разв и ва ю щ и хся в ней д еф о р м а­
ционных процессов.
В заклю чен и е отметим, что д ан ны е геофизики в комплексе с д р у­
гими м етодам и необходимы -д л я вы явл ени я глубинных геологических
структур, понимания м ехан изм а их ф ормирования, геодинамических
процессов и неотектоцики. Они в а ж н ы к а к при исследованиях на гео­
динам ических и прогностических полигонах, т а к и при решении теоре­
тических и практческих вопросов. Совокупность всех методов позво­
ляет с определенной д етальн остью и точностью изм ерять деформации
л о кал ь н ы х участков, дневной поверхности, а т а к ж е д еф орм аци и в мас­
сиве, в приповерхно.стных частях Зем л и, вблизи стенок горных в ы ра­
боток.
Г Е О Х И М И Ч ЕС К И Е М ЕТО ДЫ
З е м н а я кора, к а к с к а за л В. И. В ернадский, испытывает газовое
д ы х ани е Земли. Н епреры вно и неравномерно в атмосферу выделяю тся
зн ачительны е количества газов. Увеличение интенсивности газовыде212
□
Рис. 62.
Фрагмент
карт
'
ШМ? -
0
^
региональной гелиевой
И. Н. Яницкому
-
.
съемки. -По
А. Н. Еремееву
и
А — Восточная Бетпгк-Дала (К азахстан ); Б — Татарский свод (-Поволжье); В — сопряж ение Донбасса с Воронежским массивом. Интенсивность поля гелия: *7 — сл абая, 2 — повышенная, 3 — вы­
сокая
лений и изменение состава газового потока приурочены главны м о б р а ­
зом к зонам глубинных разл ом ов и к соп р овож д аю щ и м их разры вны м
нарушениям. У становлена зависимость м е ж д у составом и интенсивно­
стью газового потока и геотектоническим реж им ом . У становлена связь
современных тектонических движ ений, в том числе и зем летрясений, с
режимом подземных ф лю идно-газовы х систем, берущих нач ал о в г л у ­
боких слоях земной коры, с процессами н акоп лен и я упругих д е ф о р м а ­
ций горными породами. Н а необходимость изучения пульсирую щ их или
интермитирующих явлений у к а з ы в а л ещ е Б. Б. Голицын. С р азвитием
методов гидрогеохимии, хром атограф и и, масс-спектрометрии, р а д и о м е т ­
рии оказалось возм ож н ы м ф и кси ровать самы е незначительны е в а р и а ­
ции геохимических величин. Ритм ичность сейсмотектонической ак ти в н о ­
сти крупных территорий отчетливо о т р а ж а е т с я в изменении состава и
интенсивности газовы х эм ан ац ий в вы ходах на дневную поверхность.
Она сопровождается в ар и ац и я м и тепловых, радиохимических, изотоп­
ных, солевого и микрокомпонентного составов вод.
Среди элементов, входящ и х в состав земной коры, ед ва ли не с а ­
мым интересным, самы м своеобразны м и в то ж е в р е м я сам ы м з а г а д о ч ­
ным по условиям возникновения и распределени я в нед рах яв л яется
гелий, писал В. И. В ернадский в 1933 г. А на р у б е ж е 60— 70-х годов
изучение геохимии гелия позволило п ред лож и ть и практически п р им е­
нить водно-гелиевую съемку, охвативш ую больш ие п ростран ства С С С Р .
Выяснилось, что распределение концентрации гелия о т р а ж а е т четко
выраженную блоковую структуру (рис. 62). П ри увеличении мощности
экранирующего слоя осадочных пород контрастность ан ом али й с н и ж а е т­
ся. В местах разви тия мобильных р азл о м ов проницаем ость становится
отчетливой при любой мощности осадочной толщи, наприм ер в Д н е п ­
ровско-Донецкой впадине. Хорошо в ы я вл е н а связь повышенной гелиеносности с межблочными зонами, которые мы принимаем з а системы
крутопадаю щ их разломов, где г л а в н а я ф орм а переноса — ф и льтраци я.
Инертность гелия и его низкие фоновые со д ер ж ан и я в приземной а т ­
мосфере и в подземных водах и резкое (на несколько порядков) у в ел и ­
чение его содерж ан ия в водах кри сталли ческих пород п оказы ваю т, что
гелий оказы вается чутким п о каза тел ем современных б локовы х д в и ж е ­
ний земной коры. М а к с и м а л ь н а я неоднородность и н ап р яж енн ость п р и ­
урочены к сопряж ениям блоков. П од виж ность меж блочны х участков не
213
я в л яе тся однородной и иллю стрируется приуроченностью к ним м и к р о
и м а кротолчков зем летрясений. Б о л е е консолидированные блоки испы­
ты ва ю т д в и ж е н и я всей массой. В нутри м еж б лочн ы х участков имеются
отрезки м акси м альн ой неоднородности, приуроченной обычно к пересе­
чениям зон трещ ин, имею щ их разную ориентировку. И х представляю т
в в ид е круто п ад аю щ и х зон р азд р об л ен н ы х пород со сложными очерта­
н и я м и — разд у в ам и , п ереж им ам и , разветвлен и ям и , с большой проницае­
мостью. Эти зоны у х од ят глубоко в недра, у к а з ы в а я на глубинное про­
исхож дение гелия. В итоге, по д анны м водно-гелиевой съемки, р а з р а ­
ботанной А. П. Ерем еевы м, И. Н. Яницким и др., вы являю тся непрони­
ц аем ы е ж е стки е блоки (испы тываю щ ие однородные современные дви­
ж е н и я) и полупроницаемы е м еж б ло ч н ы е зоны с центрами проницаемо­
сти в их сопряж ениях. К роме этого уста н а вл и в аю тся сплошь проницае­
мые граничны е р азл ом ы , р азд е л я ю щ и е мегаблоки. Таким образом, ме­
тод водно-гелиевой съемки четко в ы я в л я е т современную подвижность
земной коры.
Н а геодинамических полигонах в последние годы применяют р а з ­
личные методы геохимических исследований в связи с изучением пред­
вестников землетрясений. Активно ж и вущ и е разлом ы создают осл аб ­
ленны е зоны в земной коре, о б р азу я пути миграции газа, воды, а в
р яд е районов и нефти. Д л я вы я вл ен и я таких активных участков в пос­
л едни е годы стали исп ол ьзовать метод эманационного профилирования,
по повышенным концентрациям р ад он а и тортона в почвенном воздухе.
П р и проявлен ии современных движ ений по р азл о м а м изменяется на­
п р яж е н н о е состояние горных пород и увеличивается концентрация р а ­
д и оакти вн ы х газов к а к в сам и х зонах разлом ов, в м естах наибольш его
д ро бл ен и я и повышенной трещ иноватости, т а к и в перекрываю щ их их
породах. Т ак и е работы производились на Д онбасском, Алма-Атинском
геодинамических полигонах, в К ры м у и в других местах. Р аб о ты ведут­
ся эм ан ом етром р а зн ы х конструкций, по п роф илям , обычно вкрест про­
сти ран и я тектонических структур.
В Д о н б ас се вы явл ены многочисленные эм анационны е аномалии не
п р евы ш аю щ и е 25 эм ан (при фоновом значении 1,5— 2,5 э м а н а ). И зотоп­
ный состав газов изменяется: р ад о н а от 20 до 30 %, тортона 70— 8 0 % .
Все в ы явл енн ы е ан ом али и о к а за л и с ь р асполож енны м и над выходами
тектонических разры вов, зон повышенной трещ иноватости во ф лексу­
рах, мелких с к л а д о к и о б н а р у ж и в а л и с ь при любой мощности наносов
(рис. 63). О к азал ось , что по простиранию одного и того ж е нарушения
эм ан ац ио н н ы е ан ом али и не постоянны. Б ы л о установлено, что ан о м а­
лии р асп о л агаю тся на у ч аст к ах с наиболее контрастны ми современ­
ными д ви ж е н и ям и земной поверхности, вы явленны м и повторным ниве­
лированием. Д в и ж е н и я , по разли чн ы м структурны м неоднородностям в
коренных п ородах п е р е д а е т с я в самое молодое геологическое тело —
поверхностные новейший ры хлы е отлож ен и я и, несомненно, вы зы ваю т
их деформацию . Эту не в ы я вл я ем ую другими методами тектоническую
деф ор м аци ю и фиксирует эмана'ционная съемка. Успешными были экс­
перименты по применению эманационного п рофилирования и в других
рай о н ах (С ред н яя Азия, М о н голи я). В. С. В ереда и другие считают, что
эм ан ац ион н ы е ан ом али и связан ы с.современной активностью разры вны х
нарушений.
Э ф фективность применения геохимических и радиометрических ме­
тодов н аходится в прямой зависим ости от степени активности новейших
структур. Зоны новейш их тектонических поднятий характер и зую тся р а з ­
витием трещин, по которым на дневной поверхности за к л ад ы в аю т с я раз214
эм
9Ш
■11Ш
1966 г.
I
i
I
kй
I
1966г.
10
6
л
2
1 2 Ш 1966г.
Ал
А
лЛЛ Л
1 5Ш 1966г.
I
!
м 360
I
16 Ж
kJJJWi:
i
ZW
i
i
120
1966 г.
- Ж
i
м 360
.7/tf
ю
6
Ос
2
гьо
120
Рис. 63. Результаты эманационной съемки, проведенной в Д онбассе до и после
Анапского землетрясения 1966 г. П о В. С. Вереде и др.
нообразные эрозионные формы (овраги, б алки , речные д о л и н ы ). А к ти в ­
ная зона у стан авл и в ается путем построения роз ориентировки ги дросе­
ти и совмещения их с глубинной трещ иноватостью отлож ений р а з л и ч ­
ных стратиграфических горизонтов. Т а к а я законом ерность р ас п р о с тр а ­
нена очень широко. М и гр ац и я флю идов сквозь тол щ и опред ел яется сов­
ременными д ви ж ени ям и земной коры. Эта особенность у ж е в н а с т о я ­
щее время используется д л я поисков глубинных з а л е ж е й нефти и газа.
Д. В. Ц ы ган ков отмечает, что в ряд е случаев возн и каю т м и кр об и оло­
гические аномалии, приуроченные к местам, б лагопри ятны м д л я м и г р а ­
ции углеводородных газов к поверхности, о п ределяю щ и х р азв и ти е м и ­
крофлоры, метан- и пропанокисляю щ их бактерий. Т акие а н о м а л ь н ы е з о ­
ны были выявлены в бассейне р. Д о н а , в П о вол ж ье.
О К О М П Л ЕК С И РО В А Н И И И Н С Т РУ М Е Н Т А Л ЬН Ы Х М Е Т О Д О В И ЗУ Ч Е Н И Я
И так, д ля успешного реш ения перечисленных вы ш е за д а ч , с т а в я ­
щихся д л я изучения на геодинамических полигонах, в к а ж д о м о тд ел ь ­
ном случае, необходима их точная ф орм ули ровка. От этого будут з а ­
висеть выбор и ком плексирование инструментальны х методов (см.
рис. 27, в к л а д к а ) . П он ять природу современных д ви ж ени й м ож но не
только используя д ан ны е инструментальны х наблю дений, но и у в я зы в а я
их с рангом структурно-тектонических элементов; с историей их геол о ­
гического развития и всеми данны ми, п озволяю щ и м и вы яви ть тен д ен ­
ции в развитии этих структурных элементов. П ом им о этого, в соответ­
ствии с реш аемыми з а д а ч а м и необходимы специальны е исследования
разнообразных новейших д ен удаци он но-аккум уляти вн ы х процессов, про­
исходящих в п ределах полигона и на см еж ны х территориях, коли чест­
венная их оценка и сопоставление с р езу л ь тата м и инструментальны х
наблюдений. Определение скорости экзогенных процессов приобретает
важное значение.
Н а выбор и ком плексирование методов будет вл иять степень и м е­
ющейся фоновой тектонической подвижности того или иного района,
где разм ещ ен геодинамический полигон, которая будет оп ред еляться
215
р азн ы м и эндогенными реж и м ам и . Н екото ры е площ адки, где проводятся
и нструм ентальны е н аблю ден и я, могут р асп ол агаться в пред ел ах не
одного, а н ескольких р а зн ящ и х с я по тектоническому реж и м у областей.
В т ак и х сл уч аях при обобщ ении инструментальны х д ан н ы х д о лж н о
учиты ваться это в а ж н о е обстоятельство. В ы бору п лощ ад ки полигона,
определению его разм ер ов, и тем более обобщ ению инструментальных
д ан н ы х д о л ж н о пред ш ествовать д етал ь н о е геологическое, геоморфоло­
гическое и геофизическое изучение. Н еобходим о тщ ательн ое изучение
неотектоники района. Особое вни м ани е д о л ж н ы привлечь зоны р азл о ­
мов и рай о н ы п р ед п о л а га ем ы х гипотетически в ы деляем ы х литосферных
плит и микроплит. Во всех сл у ч а я х следует предостеречь от излиш не
поспешных и односторонних к а к теоретических, т а к и практических вы­
водов.
Гл ав а V
ГЕОДИНАМ ИКА ТЕКТОНИЧЕСКИХ Д В И Ж Е Н И Й Л И ТО СФ ЕРЫ
ЭНДОЛИТОГЕННАЯ КОМПОНЕНТА СОВРЕМЕННЫХ ДВИЖЕНИИ
Гравитационное уплотнение горных пород. Н а р азн о о б р азн ы е и
сложные современные перемещ ения земной поверхности, имею щ ие сред­
нее значение 2— 4 мм/год, местами 8— 10 м м /го д и более, больш ое в л и я ­
ние ока зы в аю т изменения, обусловленны е к о л еб ан и ям и тем пературы ,
барометрического д авлен ия, водны ми условиям и и другим и причинами.
В ряде мест гидротермические колебания достигаю т 30— 40 см/год и
более, с суточными перем ещ ениям и до 8 мм, о хваты ваю щ и м и сам ы е
поверхностные части почвы (деятельны й слой ). У ст р ан яя в л ияни е этих
и других короткопериодических колебаний, перем ещ ения земной п оверх­
ности не могут считаться целиком п р о яв л яю щ и м и ся з а счет одного типа
ранговых тектонических движений. Они состоят из н ескольких ком по­
нент с разны ми источниками причин, которые сло ж н о сочетаю тся во
времени и в пространстве и, в значительной мере, пр оявл яю тся л о ­
кально.
ft
Процессы воздействия на перем ещ ения поверхности литосф еры не­
посредственно связан ы с прео б р азован иям и горных пород, таким и, ка к
гидратация, д еги дратац и я, уплотнение и др., протекаю щ и м и с и зм ен е­
нием объема горных пород. Д в и ж е н и я этого типа хорошо в ы я вл я ю тся
инструментальными (геодезическими) м етодам и и имеют широкое р а с ­
пространение. Эндолитогенные процессы обусловлены понижением
уровня грунтовых вод к а к в естественных условиях, т а к и под влиянием
деятельности человека; св язан ы с э к сп л уатац и ей п одзем ны х вод, нефти
и газа; с в ертикальны м д р ен аж е м на ор ош аем ы х территориях; ста ти ­
ческими и динамическими н аг р у зк а м и и другим и процессами. Все они
проявляются на глубинах в десятки и первые сотни метров, о т р а ж а я с ь
на перемещениях поверхности, дости гаю щ и х первых д есятков санти ­
метров в год.
Ш ироко развиты процессы гравитационного уплотнения и р а зу п л о т ­
нения, которые о к а зы в аю т влияни е не только на перем ещ ения поверх­
ности, но и ведут к формированию л о к а л ь н ы х складок. Вопросы у п л о т­
нения осадков и отложений р ас см а тр и в ал и сь А. Б. Роновы м, Н. Б. Вассоевичем, К. В. Логвиненко, А. А. Гореловым, М. С. Б у ш тар ом и мно­
гими другими. Б ы л о установлено, что наиболее подверж ены уп л о т н е­
нию глинистые породы, в которы х уменьш ение пористости на 35 %
(первоначальная пористость 80 %) приводит к сокращ ению об ъ ем а на
64 %. П есчаны е отложения, хорошо сортированные, ф орм ирую щ иеся в
водной среде с начальной пористостью 4 5 % , могут уменьш ить свой
объем до 37 %• При этом происходит сокращ ени е объем а, к а к считает
Дж. Уэллер, на 18 % за счет более плотной у п аков ки зерен. П о дан ны м
Ю. В. Мухина, уплотнение идет по логари ф м и ческом у зак о н у в не­
сколько стадий. М ак си м ал ь н ое сокращ ение об ъем а происходит в стадию
седиментации, когда под действием собственного веса из оса д к а вы тес­
няется вода и пористость ум еньш ается от 80 % до 45— 45 % ; в г р а в и т а ­
ционную стадию под действием тяж ести перекры ваю щ их пород порис­
217
тость сн и ж ается до 3 5 % . Т аким образом, диагенетическое уплотнение
не с к азы в а ется на конечной мощности стратиграфических горизонтов,
т а к к а к об р азо в ан и е дополнительного пространства возможного осад­
кон акоплен и я тут ж е компенсируется отлож ением новых осадков. Под
д ав л ен и ем осадочные породы неравномерно уплотняются, что ведет к
уменьш ению их мощности. П а р а л л е л ь н о с этим уменьш аю тся порис­
тость и объем пород, увеличивается плотность. С окращ ение мощности
пород со п р ов ож д ается прогибанием в ы ш ел еж а щ и х горизонтов и н а­
коплением дополнительны х порций осадков. В отличие от глубинных
движ ений, ам пл и туда которых вверх по р азрезу нередко уменьшается,
д ви ж е н и я прогибания, связанны е с гравитационным уплотнением по­
род, отли чаю тся увеличением ам плитуд в ве р х по разрезу.
К огда н агр у зк а снимается за счет проявления процессов денудации,
глинистые породы разб ух аю т. В них создается упруго-напряж енное со­
стояние. Упругие силы, д ав л ен и е н аб у хан и я и прочие эндолитогенные
процессы о б у сл ав л и в аю т внутреннее н ап ряж ени е в породе. Оно может
р азр е ш а т ь с я в виде д еф орм аци й глинистых пород в долинах рек путем
вы пирания т о л щ глин с увеличением их мощности и с перемещением
отдельны х частиц в п р ед ел ах слоя. В первы е на это обратил внимание
И. С. Рогозин в бассейне р. Волги. И зм ен ен ие мощности или нарушений
в зал еган и и пласти чн ы х пород под д о ли н ам и практически всех рек З а ­
падной Сибири, где велось бурение, вы яви л И. Л. Кузин. Эти явления
заф и кс и р о в а н ы ка к под современными, т а к и под древними, ныне погре­
бенными д олинам и, в виде нагн етан и я масс глинистых пород, о бразую ­
щих разной величины и ф орм ы валоподобны е поднятия. Пластические
д еф о р м а ц и и в то л щ а х глинистых пород д а ж е при небольших изменениях
н аг р у зо к (рытье котлованов или строительство плотин) могут распро­
стр ан яться на глубину не менее 70 м. По р асчетам И. А. Кузина деф ор­
м аци и могли ох в аты ва ть глубины в несколько сот метров, образуя
св оеобразн ы е л о к ал ь н ы е складки. О тмечается, что скорость роста этих
с к л а д о к и зм ен ял а сь во времени. В других случаях, при быстром осво­
бож д ен ии от н агрузки (таян и е л ьд а, энергичная эрозия и пр.), глинис­
ты е породы могут не успеть подвергнуться разб ухан и ю и будут иметь
внутреннее к а п и л л яр н о е д а в л е н и е большее, чем соответствующ ая сов­
рем ен ная н агрузка. Это обстоятельство при п р о до л ж аю щ ем ся р а зб у х а­
нии приведет к д ви ж е н и ям земной поверхности в р айонах эрозионных
врезов и к другим д е ф о р м а ц и я м в виде смещ ения слоев на склонах,
н а что о б р а щ а л внимание ещ е Ф. П. Саваренский.
В ы явл ени е процессов уплотнения горных пород имеет значение в
понимании ф ор м и р ован ия л о к а л ь н ы х структур типа платформенных
складок. В ведение п оправки на гр авитационное уплотнение пород мо­
ж е т зн ачительн о уточнить врем я за л о ж е н и я локал ьн о й структурной
формы, основные этап ы ее-'развития, а т а к ж е ее морфологию, гипсомет­
рию и ам пли туды в геологическом прош лом, что существенно д ля поис­
ков нефти. Это особенно в а ж н о д л я Западн о-С и би рской равнины, где
глинистые породы (в ю ж н ы х и зап ад н ы х частях) составляю т 65— 67 %
от общего об ъем а пород (рис. 64). О д н ако и песчаные породы под д ей ­
ствием сил грав и тац и и т а к ж е уп лотняю тся и сокращ аю тся в мощности,
но этот процесс идет значительно .слабее, чем в глинистых породах. На
х ар а к т ер уплотнения песчаных пород в л ияю т состав обломков, цемент,
гидрогеологические услови я и другие причины.
С увеличением д ав л ен и я, к а к считает Э. Ф отиади, структура пород
становится более однородной, а пористость и плотность соответствуют
глубине захоронения.
218
Рис. 64. К арта уплотнения глинистых пород м езозоя— кайнозоя Западной Сибири:
1 — скважина, вскрывшая фундамент; 2 — скваж ина, не вскрывшая фундамент; 3 — величина уп ­
лотнения (в м); 4 — изолинии величин уплотнения (в км); 5 — выходы палеозойского ф ундам ента
В р яд е случаев порода м о ж ет находиться в недоуплотненном состоя­
нии, когда ее естественная пористость о к а зы в ае т ся меньше той, к а к а я
д о л ж н а была бы быть при сум м арном воздействии внешней н агрузки
и внутренних сил. В случаях, когда в р а зр е зе отсутствуют проницаем ы е
породы и отток поровой воды из глин затруднен, п огр уж аю щ и еся на
большую глубину глинистые осадки нахо д ятся в недоуплотненном со­
стоянии, а за к л ю ч аю щ аяс я в них во д а очень сильно с ж а т а , д ав л ен и е
в ней п рибли ж ается к геостатическому. В так и х рай он ах пористость
глин в 2— 4 р аза, а в некоторых случ аях в 5— 10 р аз вы ш е пористости
глин, зал егаю щ и х на тех ж е глубинах, где нет ан ом альн о высоких п л а с ­
товых давлений. Н ар уш ен и е пластовы х давлений, св язан ное с интенсив­
ной добычей подземных вод, нефти, газа, м ож ет о к а з а т ь существенное
219
влияние на гравитационное уплотнение, что обычно связано с проседа­
нием поверхности земли.
Т аким образом , в формировании л окал ь н ы х структур гравитацион­
ное уплотнение пород играет очень значительную роль. Подсчитано, что
в п р ед ел ах З а п а д н о й Сибири 400— 500 м послесеноманских и более
300 м кайнозойских отлож ений об р азо в ал и сь за счет уплотнения подсти­
л а ю щ и х пород. Это озн ачает, что почти 50 % амплитуды нисходящих
д виж ений верхних горизонтов чехла приходится на уплотнение подсти­
л аю щ и х пород и только около 50 % — на прогибание фундамента. В пол­
ной мере уплотнение пород в насто ящ ее врем я учесть очень трудно.
Процессы тектонического прогибания, осадконакопления и уплотнения
горных пород тесно в заи м о св я зан ы и д л я точного определения каждого
из них требую тся достаточный ф актический м атер и ал и специальный
ан али з. Рассм отрен н ы й м а тер и ал п оказы в ает всю условность разд еле­
ния экзогенны х и эндогенных ф акторов в формировании поверхностных
структур.
Проявление пластических деформаций. В районах, где в разрезе
имеются достаточно ц о щ н ы е высокопластические галогенные породы —
соли, гипсо-ангидриты или пластические глины (типа акчагыльских,
майкопских и д р .), угли — про явл яю тся пластические деформации. Пос­
ледние слабо воздействую т на подстилаю щ ие отлож ения и оказываю т
значительное влияни е на ф орму зал е га н и я в ы ш ел еж ащ и х горизонтов.
О б р азую тся вал ы , л о к ал ь н ы е купола и другие структурные формы под
влияни ем в ы ж и м ан и я , перемещения, гравитационного всплывания. Кон­
в екти в н ая неустойчивость слоя более тяж ел о й породы, л еж а щ ей на бо­
л ее легкой, приводит к и ска ж ен и ям горизонтального зал егани я слоев.
Н е о б х о д и м ая д л я этого разн ость объемного веса создается или в про­
цессе осадконакоп лени я, или при изменении в л агосо д ерж ани я однород­
ной породы за счет полного заполнения пор или набухания, или в про­
цессе консолидации породы с м акси м альн ой в лаж н остью с выделением
воды. Т акие д еф ор м ац и и широко распространены в различны х районах
(П ов о л ж ье, П р и к а сп и й ск ая впади н а, Б аш к и р и я , У краина и д р .). Д о к а ­
зано, наприм ер, что н аб лю д ае м ы е резкие изменения мощностей ангид­
ритов и солей кунгурского яр уса в Б аш ки р и и вы званы пластическими
д еф орм ац и ям и , которы е о к а зы в а л и значительное влияние на форму
за л е га н и я в ы ш е л е ж а щ и х отложений. П ерем ещ ение пластических масс
приводило к об разован ию куполовидных структур. З а л о ж и в ш и сь в д а ­
леком геологическом прошлом, они р азв и ва л и с ь и в новейший тектони­
ческий этап. Д в и ж е н и я п ро яв л яю тся и в н астоящ ее время, что д о к а зы ­
вается р езу л ь т ата м и повтордых н ивелировок за последние 40— 60 лет.
С о л я н ая тектоника сказы ва ется не только на формировании особых,
л о к ал ь н ы х новейших, тектонических структур, полож ительно или отри­
ц ательн о в ы р а ж ен н ы х в- рельефе, но и на ф ормировании рельефа и
строения поймы и т. д. Н а р ек ах Бол. и М ал. Кинель, по данным
Л . Н. Р о зан о ва , ко л еб ан и я мощ ности современного аллю вия, связанные
с пластическими д еф о рм ац и ям и , определяю тся от 10— 15 до 25 м. Ана­
л о гич н ая кар ти н а н аб л ю д ае тся в д о ли н е р. К ам ы и в других местах.
Классическим примером, где р азви ты л о кал ь н ы е пластические де­
формации, я в л я е тся П р и ка сп и й ск ая впадина. П ер ви чн ая мощность со­
левого ком плекса в разн ы х- частях впадин от кунгурского яруса н иж ­
ней перми до казан ского яруса верхней перми дости гал а 4 км. Впослед­
ствии в р езул ь тате перем ещ ения соли она о б р аз о в ал а соляные штоки
высотой до 3— 7, иногда д о 9 км (м ак си м а л ьн ая глубина зал е га н и я по­
дош вы соленосной толщ и 10 к м ). В меж куп ольн ы х пространствах мощ220
Рис. 65. Сейсмо-геологический разрез Прикаспийской впадины. По В. А. Соколову
1 — верхний плиоцен; 5 — палеоген, м езозой и верхняя пермь; 3 — соляные штоки и гряды; 4 —
подсолевой осадочный слой; о — «гранитный» слой; 6 — «базальтовый» слой; 7 — верхняя мантия;
S — существенно базальтофицированный гранитный слой, возм рж но осадочный; 9 — разломы . Ц и ф ­
ры на р а з р е з е — скорость (км /с)
*
ность ее резко сокращ ается, а местами целиком ок а зы в ае т ся вы ж атой
и надсолевые породы вы полняю т ка к бы ч а ш е о б р а зн ы е м еж куп о л ьн ы е
депрессии, имея сокращ енны е мощности на куполах (рис. 65). К бортам
впадины мощность солевой толщ и у м ен ьш ается до 1 км и меньше.
Тектоника этих комплексов (солевого и надсолевого) определяется
пластическими д еф о рм аци ям и солевой толщи. В позднеперм ский— т р и а ­
совый этап был п ерераспределен основной объем соли. В н ачале у ч а с т­
ки соляных масс приурочивались к крупным подсолевым структурам и
к зонам сокращенных мощностей. В дальн ей ш ем , при росте соляных
структур, разность нагрузки позднепермских пород на соляной массив
и окруж аю щ ее его участки увел и чи л ась и интенсивность их роста в о з­
росла. Современный план распол ож ени я соляны х структур р азн ы х к и ­
нематических типов оп ред елялся к концу п озднеперм ского— триасового
этапа. В прибортовых и внутренних частях П рикаспийской впадины они
различны. В краевы х частях ориентированность соляны х структур в о з­
никла при направленном течении соли в зоне разры в о в или флексур
подсолевого л о ж а, разв и вав ш и х ся у н аследован н о н ад р а зр ы в а м и ф ун ­
дамента. Во внутренних частях впадины соляны е купола группируются
вокруг меж купольны х депрессий в виде д угоо бр азн ы х и кольцевы х це­
почек (рис. 66).
Процесс об р азо в ан ия структур н агл яд н о был п о казан А. М. С ы ч е­
вой-Михайловой и др. на физических моделях, созданны х из э к в и в ал ен т­
ных материалов. А н алоги я в располож ени и и строении структурных
форм, н аблю даем ы х в опытах и в природных условиях, п озволи ла п р ед ­
полагать, что кольцевое распол ож ени е соляны х структур обусловлено
всплыванием легкой соли в пред ел ах отдельны х ячеек. Это д ви ж е н и е х а ­
рактеризуется к а к конвективное или адвективное. В бортовых зонах
разрывы облегчаю т всп лы ван и е соли и н аруш аю т ее перем ещ ение по
адвективным ячейкам, что приводит здесь к линейному располож ени ю
соляных структур. Среди отрицательны х форм соляны х структур в ы д е ­
ляются: м еж гряд овы е прогибы, первичные ком пенсационные мульды
(межкупольные депрессии, внутрикольцевы е деп рессии ), вторичные к о м ­
пенсационные мульды. И х о бразование, по д ан ны м опытов, связан о с
оседанием (обрушением) свода прорванного соляного д и а п и р а в с л е д ­
ствие р астяж ени я поверхностных слоев я д р а в наиболее выпуклой его
части и р астекани я соли я д р а при о б разован ии «карнизов». В озраст
221
Рис. 66. Тектоническая схема м еж дуречья Эмбы—Уила и Темира. П о И. Б. Далтяну
и А. С. П осадской
I — соляные купола; 2 — м еж купольны е депрессии; 3 — н аиболее протяженны е сбросы и зоны трещ иноватости, соответствую щ ие проекциям разлом ов ф ундам ента, и прочие сбросы; 4 —• краевой
шов Восточно-Европейской платформы; 5 — Ю жно-Уральский периклинальный прогиб
отлож ений, сл ага ю щ и х мульды оседания и вдавленные, фиксирует вре­
мя вы хода соляного м ассива купола на поверхность.
В ю рско-палеогеновый этап интенсивность соляной тектоники осла­
б е в а л а и ам п л и ту д а п однятия соли в я д р а х куполов б ы л а небольшой,
п оряд ка 1 км. В это в р ем я происходило перераспределение соли в мас­
сивах, о б р азов ав ш и х ся в первый позднепермский—триасовый этап.
О б р а зо в а л и с ь вторичные мульды и п р о д о л ж а л и р азви ваться компенса­
ционные мульды. В неоген-четвертичный этап, проявившийся главным
о б р азо м в центральной части впадины, произош ло поднятие с соляных
массивов куполов на дневную поверхность. В крупных куполах типа
Бас к у н ч а к , Индер, Ч е л к ар , Тюбекудук, Эльтон и некоторых других по
дан ны м сейсм оразведки у становлены разл о м ы в надсолевом лож е. Т а ­
ким образом, в их о б разован ии у ч аств о в ал и не только силы грави та­
ции, но, очевидно, и д в и ж е н и я блоков подсолевого л ож а.
Основными причинами ослаблен и я интенсивности соляной текто­
ники явились м еньш ая мощность мезозой-кайнозойских отложений и
их м еньш ая плотность, -сниж аю щ аяся до 1,8—2,2 г/см3, что примерно
равно плотности соли, тогда ка к плотность верхнепермских пород со­
ст а вл я ет 2,5— 2,6 г /с м 3. Это приводило к зам едлению роста соляных
куполов.
В п р ед ел ах П рикаспийской .впадины н асчитываю т более 1500 л о ­
кальн ы х солянокупольн'ых поднятий разн ы х кинематических типов, р а з ­
лич аю щ ихся и по своей современной активности. В качестве показателя
новейшей активности принимаю т относительную высоту свода купола
над о к р у ж аю щ ей местностью и разн ость мощностей в своде купола и
меж куп ольн ом пространстве. По этому п ризн аку д ается схема райони­
222
рования территории м еж дуречья У р а л — Волга. Д л я центральной части
Волго-Уральского м еж дуречья П р и касп и я А. А. Свиточ и К. А. М а н у й ­
лова установили, что около 90 % куполов были активными. Н о в ей ш ая
активность о тр аж аетс я в сокращ ении мощностей плиоцен-четвертичных
отложений на сводах и кр ы л ьях растущ их структур и в д еф о р м а ц и ях
речных и озерных уровней. Н а м еч аю тся три крупные эпохи усиленного
роста куполов этого района: в н ач ал е ак ч а гы л а, в конце а к ч а г ы л а — н а ­
чале апшерона и в конце ап ш е р о н а— четвертичное время. Н а и б о л ь ш а я
активность роста куполов отмечается в первой и третьей эпохах. По
данным некоторых нивелировок активность 'куполов п р о д о л ж а ет ся и
в настоящее время.
В м ежкупольны х зонах установлены глубокие компенсационные
мульды, обычно приуроченные к крутым ск лон ам расту щ и х куполов.
Большая мощность плиоцен-четвертичных отлож ений ( > 1 0 0 0 м) и
слабая вы раж енность их в современном р ельеф е свидетельствую т о
компенсации прогибания осадконакоплением._ •
Сравнение новейшего структурного п л а н а р яд а куполов с донеогеновым показало, что при общей унаследованности новейших д и ф ф ер ен ­
цированных тектонических движ ений в новейшее в р ем я п р о д о л ж а л о сь
пластическое п ерераспределение соли внутри соляного штока. Эти п е­
ремещения, сум мировавш иеся с тектоническими д ви ж е н и ям и крупных
новейших структур, на которых располож ены соляны е купола, и о б ус­
ловили формирование нового структурного п лан а.
По данны м повторного нивели рован ия в районе Баскун чакск ого со­
ляного купола установлено его современное поднятие (с амплитудой
до 4 мм/год) и опускание прим ы каю щ ей компенсационной мульды (до
8 мм/год и более) вы раж ен н ой в рел ьеф е впадиной оз. Б аску н чак. Эти
движения надо относить не только за счет гравитационного п ер ер а сп р е­
деления соляных масс, но и в какой-то мере за счет тектонических п ро ­
цессов. Таким образом, пластические д еф орм ац и и п ро яв л яю тся на гл у ­
бинах первых тысяч метров. Скорость обусловленны х ими движений
осадочного чехла неравномерна во времени и в пространстве и достигает
первых сантиметров в год.
Соляные структуры хорошо изучены в п р ед ел ах У краинской синеклизы. Они влияю т на высотное полож ение речных террас, мощность
аллювия и на изгибы течения рек в м естах н аличия купольны х струк­
тур, что у к а зы в ае т на их рост в четвертичное время. Л о к а л ь н ы е д в и ­
жения и рост в неоген-четвертичное врем я испы ты вали сол я н о к у п ол ь­
ные структуры П редтайм ы рского прогиба и аналогичны е о б р азо в ан и я
на юге Вилюйской синеклизы, в Чуйской впадине и в других районах,
а так ж е в зар у б еж н ы х соленосных бассейнах (М ексиканский залив, со­
леносные бассейны Ф Р Г , Г Д Р , Рум ы ни и и д р .).
В соленосных бассейнах Ф Р Г и Г Д Р были установлены р а з н о о б р а з ­
ные формы скоплений соли и д и ап и ри зм а (рис. 67). В заимодействие
сбросообразования и д иф ф ерен ц ирован н ы х д виж ений м ож ет привести
к усложнениям в миграции соли и тем самы м к сл ож н ом у р а с п р е д е л е ­
нию проявлений новейших и современных движ ений. Б ы л о учтено, что
скопления соли и д иапи ри зм начинаю тся в сам ы х глубоких ч а с т я х эвапоритового бассейна, где энергетические уровни (тем п ература и д а в л е ­
ние) наиболее высоки (рис. 68). В крупных соленосных бассейнах у с т а ­
новлена сл о ж н ая д ин ам ик а д виж ений погружения, которая полностью
проявляется в процессах миграции соли и ф орм и рован ии соляны х скоп­
лений. При этом м играция соли з а плейстоцен и голоцен м о ж ет п реодо­
левать огромные расстояния (около 200 км в М ексиканском зали ве)
223
Рис. 67. Типы и положения соляных струк­
тур бассейна Цехш тейна в Ф Р Г и ГДР. По
Ф. Тризайму
Рис. 68. Д инам ика движений погружения
'и развития соляных структур. По М. Суснд ж ар у
А — взаимосвязь
сбросообразования и последо­
вательного развития соляных структур; £ — эф­
фект взаимодействия дифференцированных дви­
ж ений и процесса миграции соли в бассейне,
/ — направление движ ения соли; 2 — направление
последовательности соленакопления; 3 — сбросы;
4 — отлож ения солей; 5 — подстилающ ие отлож е­
ния
Рис. 69. Угольные диапиры в буроугольных
месторож дениях Ю жно-Уральского бассей­
на. По П. И. Ильину
^2 EZ35EZ34 ЩЩз
СВ
i
ЛУ >»
с
BP-rr-HlN^
ГТЛТП! !v*i и.
I — у зап адн ого борта Тюльгонского месторож­
дения; II — на Маячном месторождении; III —
на Бабаевском м есторождении
•I
юз
г )}-> лу -g
п.
'
и
'ш Ш Ш Ш Ш Ш М ,
3
ж
без нарушения стратиф икации соленосных пластов, вплоть до области
аккумуляции соли. Все сказан н ое п о к азы в ает сл ож н ое распределение
новейших и современных д виж ений в пространстве, их тектоническую
■обусловленность и тесную св язь с эндолитогенными процессами.
С воеобразные дислокации аналогичного типа отм ечаю тся в р айонах
буроугольных месторождений. Так, наприм ер, в п р ед ел ах буроугольных
месторождений Ю ж но-У ральского б а с с е й н а ‘описаны молоды е д е ф о р м а ­
ции в миоценовых угольных то л щ а х в виде угольны х д иапи ро вы х стру­
ктур, разн ообразн ы х даек, куполов, конусов (рис. 69). В ы сота д и а п и ­
ровых структур от 60 до 500 м и более. А налогичные о б р а зо в а н и я о п и с а­
ны для Челябинского буроугольного бассейна Г. Ф. Краш енинниковы м.
«Флюидогеодииамическая» компонента движений. С огласно теории
упругого реж им а подземных м е ж п ла сто в ы х вод Д авление горных пород
(геостатическое) на кровле водоносного горизонта с л ага ется из д а в л е ­
ния на тол щ у породы и пластового порового (гидростатического) д а в ­
ления. П ри уменьшении пластового д ав л ен и я; ка к у к а зы в а ю т В. А. Мироненко и В. М. Ш естаков, увел и чи вается д а в л е н и е на то л щ у породы,
происходят уменьшение об ъ ем а пор, сж атие, опускание в ы ш ел еж а щ ег о
осадочного чехла и, естественно, поверхности н ад водоносны м гори зон ­
том. При повышении пластового д а в л е н и я происходят о б р атн ы е п ро­
цессы. Выявлено, что при откачке глубоких подземных вод н а б л ю д а е т ­
ся неравномерное опускание реперов повторных нивелировок, з а л о ж е н ­
ных на различны х глубинах от земной поверхности. В н екоторы х сл у­
чаях д а ж е на фоне общего опускания происходит поднятие местности
из-за подъема грунтовых вод. Н а территории Венского бассейна,
А. Кизлингером было вы явлено д а ж е независимое дви ж ен и е к аж д ой
пачки слоев. Таким образом, н ерав н ом ер н ая р а зг р у зк а отдельны х в о д о ­
носных горизонтов д о л ж н а приводить, к а к у к а з ы в а е т П. И. Л еонтьев, к
различным скоростям д виж ений на разл и чн ы х глубинах, а скорость
современных движ ений земной поверхности д о л ж н а о т р а ж а т ь сумму
скоростей движений отдельны х слоев. Эти колебания земной поверх­
ности будут целиком совп адать с «гидрогеологической» структурой
(м орф оструктурой). Этим объясняется, по мнению П. И. Л еон тьева,
взаи м освязь м еж д у скоростями современных дви ж ени й (по д ан ны м пов­
торного нивелирования) с о б ла стя м и питания, н ап ора или разгр у зк и
подземных вод. Изм енения общей у влаж н ен н ости , об р азу ю щ и е циклы
разной продолжительности (вековые циклы и о сл о ж н яю щ и е их циклы
более высокого п о р я д к а), будут ск а зы в а т ь с я и « а изменениях зап ас о в
м ежпластовых вод, о т р а ж а я такую ж е цикличность, в ы зы в а я тем самы м
движения земной поверхности. П оэтом у в ы явл ени е скоростей соврем ен ­
ной тектонической компоненты д виж ений в р ай он ах платф орм енн ы х о б ­
ластей возм о ж н о только после учета в л и я н и я движ ений, обусловленны х
экзогенными ф акторам и . Эти идеи П. И. Л ео н ть ев а были р азв и ты в
дальнейшем А. А. Никоновым [51], который п р ед л о ж и л у к а зан н ы м и
закономерностями в равнинно-платф орм енны х о б л а стя х об ъ яс н я ть т а ­
кие признаки современных движ ений, к а к их структурную п риурочен­
ность, обратимость, знакопеременность, повышенные (по сравнению с
геологическими) величины скорости движ ений, несовпадение их зн ак а
в соседних структурах и т. п. П р и д а в а я этим д ви ж е н и ям больш ое з н а ­
чение, А. А. Никонов счел целесообразны м вы делить их в особый тип
«флюидогеодинамических» движений.
Н етрудно видеть, что р ас с м а т р и в а е м а я компонента д виж ений, у л а в ­
л и в а ем ая инструментальны ми методами, явл яется эндолитогенной.
В данном случае она о т р а ж а е т не только п ланетарно-космические про­
15 З а к . 309
225
цессы, в ы р а ж а ю щ и е с я в климатических и погодных колебаниях (увлаж ­
ненность, ее д и н а м и к а ), вл ияю щ и х на ж идкую и газообразную фазу
горных пород, но и тектонические условия. Гидрогеологические явления
и современные д в и ж е н и я безусловно взаи м освязан ы , но эти связи зна­
чительно более сложны е. Очевидно, следует говорить о парагенезе этих
явлений. К ром е того, изменение аном альн о высоких пластовых д ав л е­
ний без привлечения тектонических дви ж ени й и н апряж ений земной
коры, по мнению К. А. Аникеева, объяснить трудно. Что касается выде­
л ен и я «флю идогеодинамических» движений, то в них упрощенно рас­
см атри ваю тся следствия р азн ы х слож н ы х природных процессов, а не
их причины. Горную породу всегд а рассм атри в аю т к а к вещество, со­
стоящ ее из р азн ы х ф аз: твердой, ж и д ко й и газообразной. Поэтому из­
менение одной ф а з ы о б язат е л ьн о ведет к изменениям других. А это при­
ведет к необходимости р а с см а тр и в ать все ф ак то ры компоненты в комп­
лексе. П р и этом тектоническая компонента (н ап ряж ен ия, движения, де­
форм аци и ) будет играть н ем а л о в аж н у ю роль. Таким образом, выделе­
ние «флю идогеодинамических» д ви ж ени й в самостоятельны й тип нам
к а ж е т с я излиш ним. ,
Б о л ь ш о е значение имеет и хи м и ческая п одзем н ая денудация (хи­
м и ческая с у ф ф о зи я ). Ее вели чи на д л я региональны х областей колеблет­
ся от 0,01 до 0,1 мм/год. В р ай о н ах разгру зк и подземных вод эта вели­
чина м о ж ет увели чи ваться, что повлечет неравномерны е опускания
земной поверхности. В этом п роявится р азн оо б рази е эндолитогенной
компоненты и необходимость ее учета при ан ал и зе современных колеба­
ний земной поверхности.
Особый тип дви ж ени й , зави сящ ий от свойств горных пород (извест­
няки, песчаники, конглом ераты тортона, с а р м а т а и п алеоген а), был вы­
д елен А. К излингером и н а зв а н м етатектоническими нарушениями. В ы ­
р а ж а ю т с я они в поверхностных перем ещ ениях отдельны х блоков корен­
ных пород, обусловленны х происходящ ими и в настоящ ее время погру­
ж ени ям и. В резу л ь тате п о яв л яю тся откры ты е трещины. Деформации
п роисходят со скоростью 1— 2 мм/год. В озмож но, в этом движении, при­
н им аю т участие и грави тац ион н ы е процессы.
Г Л Я Ц И О И ЗО С Т А ЗИ Я И Е Е В Л И Я Н И Е НА С О В РЕ М Е Н Н Ы Е
И М ОЛОДЫ Е ДВИЖ ЕНИЯ
Признаки гляциоизостатических движений. И мею щ иеся данные
п озволяю т п редполож и ть д л я относительно крупных участков земной
коры, где п ро яв л яю тся н агру зки или разгрузки, проявление компенса­
ционных движений. Д ей ств и е изостатических д виж ений растягивается
на столетия и ты сячелетия. Д л я районов материковых оледенений, по
данны м Б. Гутенберга, вр ем я, в течение которого тело, выведенное из
равновесия, б л а г о д а р я пластичности вновь приходит к равновесному
состоянию (время р е л ак сац и и ), со став л яет примерно 10 000 лет. В глу­
боких зо н ах З е м л и время, рел ак сац и и значительно со к р ащ ается и на
глуби н ах около 700 км составляет всего 100 лет. Аналогичное время ре­
л а к с а ц и и в 103— 104 л е т /у к а зы в а е т с я и другим и авторам и (Е. В. Артюшк о в ) . К омпенсационны м д ви ж ен и ям , связан ны м с изостатическим вы ­
равн иван и ем , могут подвергаться блоки диам етро м в несколько десят­
ков километров.
С читается, что н агр у зка , п р и л о ж е н н ая к поверхности земной коры
на п лощ ад и меньше и л и 'п о р я д к а ее толщины, изменяет главным обра­
зом ее н ап ряж ен н о е состояние. П о д анны м Е. Н. Л ю стиха, неровности
226
Рис. 70. Качественная зависимость скорости восстановления изостатического равновесия (о) от характера
размеров области с нарушенным равновесием литосф е­
ры (L ). По М. Е. Артемьеву и Е. В. Артюшкову
V
L'
L”
L
рельефа в десятки километров и менее обычно изостатически не ком пен ­
сируются. К ачественная зависимость р азм ер о в об ласти с наруш енны м
равновесием литосферы (L) и скорость восстановления изостатического
' .
равновесия (v) представлены на рис. 70.
При изменении L от 0 до 50— 100 км скорость v чрезвы чайно м а л а
и растет с увеличением L. П р и L', когда перестает существенно с к а з ы ­
ваться влияние коры, изостатические д в и ж е н и я резко ускоряю тся. В е­
личина L переменная, в среднем около 100' Км. Н а и б о л ьш у ю скорость
изостатические д ви ж ени я приобретаю т, когда н еком пенсирован н ая об­
ласть достигает р азм еров L " « 2 0 0 — 300 км. П ри ещ е больш их р а з м е ­
рах нагрузки этот темп отчасти сниж ается. П оэтом у у ледникового по­
крова поперечником в первые сотни километров восстановление и зо­
статического равновесия н аступ ает через 103 лет, а при его п р о т я ж е н ­
ности свыше 103 км — через 104 лет [2, 3].
По господствующим представлениям, изостатические или ком пен ­
сационные дви ж ени я пред ставл яю т или пластические д еф орм аци и , со­
провождающиеся перемещением м асс земной коры, или их у п л о т н е­
ния. Некоторы е и сследователи причину тектонических д ви ж ени й во об ­
ще сводят к изостатическому или гляциоизостатическому ф ак то р у
(Б. Л. Личков, Е. Н. Б ы линский, А. К айё и д р .). Д о п у с к а я п роявлен ие
тектонических движ ений в р ай он ах современного и древнего о л ед ен е­
ния Д . И. Мушкетов, К. К. М арков, С. А. У ш аков, Н. Е. Л а з а р е в ,
А. А. Никонов, Г. де-Геер, А. Пенк, А. Борн, Б. Гутенберг и многие д р у ­
гие признают, что гляциоизостатические д в и ж е н и я были более м о щ н ы ­
ми и роль собственно тектонических дви ж ени й на этих у ч астк ах п р а к ­
тически сводится к нулю, считая, что они п о д а вл я ю тся гляциоизостатическими движениям и. Это мнение основы вается на том, что послеледн и ­
ковое поднятие наб лю д ается фактически всюду, где имело место чет­
вертичное оледенение. Помимо Фенноскандии и К а н а д ы та к и е поднятия
отмечены в Ш отландии (ам п ли туда > 3 0 м ), на Ш пицбергене ( > 5 0 м ),
на Новой З е м л е (первые сотни м етро в), на Т ай м ы р е и Северной Земле,
в Ю жной Африке, Ю ж ной Америке, Г ренландии и А нтарктиде, где
амплитуда движений и зм еряется многими д еся тк ам и метров.
У ж е давно Б. Гутенберг выявил факты , у к а з ы в а ю щ и е на связь пос­
леледниковых поднятий с изостатическим вы равн и вани ем . Эти а р г у ­
менты в дальнейш ем повторяю тся Э. А. Л ев к о в ы м , А. А. Н иконовы м
и последующими исследователями. К так им ф а к т а м относятся: 1) н у­
л евая линия движ ений в Европе и Северной Америке, в течение т ы сяч е­
летий о стававш аяся приблизительно в одном полож ении и р а с п о л а г а ю ­
щ аяся примерно п арал л ел ь н о границе оледенения; 2) построенные по
различным данны м изобазы, всюду оконтуриваю щ ие п ло щ ад и м а к си ­
мальной толщины л ьд а; 3) один п оряд ок скоростей поднятия д л я К а ­
нады и С кандинавии, характери зу ю щ и й ся уменьш ением п ри б л и зи тель­
но наполовину за последние 5000 лет; 4) отрицательное зн ачение г р а ­
витационных аномалий и увеличение их по н ап равлен ию к центру оле15*
227
Рис. 71. Структур­
ная кар та по по­
верхности М. По.
J1. Е. Шустовой.
Оцифровка изолиний;
в км
денения, что и столковы валось гео ф и зи кам и того времени как п о к а за ­
тел ь недостигнутого равновесия.
О д н ако среди р азл и чн ы х исследователей, к а к сторонников гипо­
тезы глициоизостазии, т а к и ее противников, нет единой точки зрения
н а оценку им ею щ ихся ф актических данны х. П оявились новые данны е по
региональном у грави тац ион н ом у полю Фенноскандии. Выявились ре­
гиональные грави тац ион н ы е ан ом али и северо-восточных и юго-восточ­
ных простираний д л я ан ом али й в редукции Ф ая и Буге. По грави м ет­
рическим д ан ны м п олосовая ан о м а л и я н аб лю д ается под С кан д ин ав­
скими горам и (обусловлена «корням и гор»); отри цател ьная аном алия —
под Ботническим зал и вом (с вя зан а с увеличением мощности земной ко­
ры) . Э ти две зоны отделены участком земной коры с меньшей мощ но­
стью (рис. 71). Р а с п о л о ж е н н а я к востоку отри цател ьная аномалия
(Финский з а л и в — К а р е л и я ) -т а к ж е обусловлена изменением мощности
земной коры. К линиям м а кси м ал ь н ы х градиентов регионального поля
тяготею т молодые и .древние тектонические нарушения вдоль берегов
Н орвеж ского моря, Ботнического и Финского заливов, главны й попе­
речный р а зл о м Кольского п олуострова и другие, на что указы ваю т
В. И. Богдан ов, У. Х ольтедаль, Л . Е. Ш устова, а т а к ж е эпицентры зе м ­
летрясений, что отмечаю т М. Ботт, Н. И. Н и ко л аев и др. Н а этом осно­
вании д ел ает ся вывод, что х ар а к тер регионального гравитационного по­
л я обусловлен д иф ф ерен ц ирован н ы м и глыбовыми дви ж ени ям и Фенно­
скандии. Причину н аб лю д ае м ы х - особенностей глыбовой тектоники, по
мнению В. И. Б огд ан ова , вйзможно, следует искать в параллельности
полосовых ан о м али й каледонским ск л адч аты м сооружениям, на что в
1961 г. впервы е о б рати л внимание Т. Хонкасало. В ряд е районов про­
стирание изменений скорости новейших и современных движений сов­
п а д а е т с простиранием глыбовых структур (рис. 72).
228
z
_ J
Рис. 72. Принципиальная схема блокового строения земной коры Фенноскандии:
А — Атлантический океан; Б — Балтийский щит (а — эпиплатф ормевны е С кандинавские горы, б —
Ботническо-Кандалакшская впадина, в — Кандалакш ский г р а б ен ), / — мощность земной коры: 1 —•
кривая силы тяжести, 2 — главные разлом ы , 3 — кора, 4 — мантия; I I — эпюра суммарны х неотек­
тонических движений; I I I — эпю ра нагрузки льда ледникового щита; /V — эпюра гляц и ои зостап ь
ческих и квазиэластических движений; V — кривая п оздн е- и послеледниковых движ ений земной
коры с учетом гляциоизостатическнх, квазиэластических и эндогенны х тектонических движений;
VI — кривая поздне- и послеледниковых движ ений по карте А. Хегбома; VII — кривая современных
движений; VIII — эпюра связи сейсмичности (г) с тектоническими (<Э) процессами
С 1933 г. А. Д . Архангельский и р яд других исследователей ста вя т
под сомнение ро л ь гляциоизостазии в п роявлении поднятий Бал ти й ско го щита. Во всех рассу ж д ен и ях об изостазии не принимается во в н и м а ­
ние ран н яя геологическая история Фенноскандии. С оображ ен и я ж е п а ­
леогеографического х а р а к т е р а позволяю т у т в ер ж д ать , что н ач и н ая с
ранних эпох, Фенноскандия претерп евал а поднятие, в то в рем я к а к со­
седние области погружались. Н у л е в а я изогипса Б ал ти й ского щ и та, со­
гласно Г. Ш тилле, в настоящ ее врем я находится почти в том п о л о ж е ­
нии, которое она зан и м а л а в п озднепалеозойское (позднепермское)
время. Таких представлений п рид ер ж иваю тся Г. Ф. Мирчинк, Н. И. Н и ­
22)
колаев, Е. Л юстих, Б. А. Андреев, В. В. Белоусов, С. А. Евсеев, Г .И .Л а зуков, Л. Г. Б о н дарев, Э. А. Л ев к о в и др. Т аким образом, причины возд ы м а н и я Б ал ти й ского щ ита зак л ю ч аю тс я в своеобразии его тектониче­
ского строения, у наследованности д виж ений и сложного взаимодействия
с экзогенны ми ф ак то рам и . М а л а я мощность «гранитного» слоя, по мне­
нию Н. В. Литвиненко, у к а з ы в а е т на продолж ительность восходящих
д ви ж е н и й на щите, сопр овож д аю щ и хся значительной эрозией. П р о а н а­
л и зи р о в ав ф актический м а т ер и ал областей современного оледенения
(А нтарктика, Г р ен л ан д и я), п одвергавш ихся плейстоценовому оледене­
нию, С. А. Евсеев и Г. И. Л а з у к о в п риходят к выводу об огромном пре­
увеличении роли ледникового ф ак т о р а в качестве основной причины
ко л еб ате л ьн ы х д виж ений областей современного и древнего оледенения.
П роти в о п ол ож н ы х взгл яд о в п рид ер ж ивается А. А. Никонов, счи­
таю щ ий , что на территории всей Ф енноскандии гляциоизостатические
д ви ж е н и я о б разу ю т общ ее сводовое возды м ани е в виде эллипса с длин­
ной осью, вытянутой с ю го -за п а д а на северо-восток, которую много лет
н а з а д н ари совал Г. де-Геер. Гляциоизостатические движения, постепен­
но зам ед л я яс ь, кое-где ослож няю тся, а на периферии зам еняю тся дви­
ж е н и я м и собственно тектоническими [51]. П ри этом блоковые д ви ж е­
ния пр оявл яю тся ограниченно территориально и во времени. По мнению
A. А. Никонова, хорошо обоснованную фактическим материалом к а р ­
тину голоценовых и современны х д виж ений н ельзя опровергать р ас су ж ­
д ен и ям и , относящ им ися к совершенно другому этапу геологической
истории [51]. Этим необоснованно опровергается историко-геологический метод, яв л яю щ и й ся основным в работе геолога. Территория совре­
менного и древнего оледенения я в л яе т ся сложно построенной и сложно
р азв и в а ю щ е й с я областью . Ее участки имеют существенные различия
к а к по строению, т а к по мощности земной коры (см. рис. 71). Установ­
лено, что она неоднородна в в ерти кальн ом и л ате р ал ьн о м направлениях.
Т а к а я неоднородность, по мнению геофизиков и геологов, естественно
д о л ж н а приводить к различной ее реакц ии на воздействия, вызванные
внеш ним и силами, а т а к ж е процессами, происходящими внутри Земли.
Т ак и м о бразом , прил о ж ени е одинаковы х дополнительны х нагрузок в
р ай о н ах с р азл и чн ы м строением земной коры, с различной тенденцией
соврем енны х тектонических дви ж ени й не м ож ет вы звать одинаковую в
количественном и в качественном отношениях реакцию земной коры.
О чевидно, интерпретацию фактических д ан ны х по голоценовым и сов­
рем енны м д ви ж е н и ям следует д а в а т ь , уч иты вая хорошо установленное
б л о к о в о е строение земной коры (см. рис. 72).
П оследую щ ие исследования С. А. Евсеева подтвер ж даю т это за к л ю ­
чение. В п р ед ел ах А нтарктиды л ед н и к о в а я н агру зка вы зы в ал а допол­
нительное прогибание участков, опускаю щ ихся под действием тектони­
ч еск и х сил, перетекание „из-под них вещ ества астеносферы в соседние
п о дним аю щ иеся блоки. Все это приводило к увеличению контрастности
рельефа лож а.
Несомненный интерес п р ед став л яет в ы сказанное в 1977 г. мнение
B. Г. Г у терм а н а о' том, что верхн яя часть З ем л и п редставляет собой
м но гоф азн ую систему, чутко реагирую щ ую на прилож ение внешних
д а в л е н и й (что было .также п оказано в 1976 г. в раб о тах А. М ёрнера).
П роисходит перем ещ ение ф азо в ы х границ; скорость движ ений поверх­
ности о п ределяется не геологическими, а теплофизическими п а р а м е т р а ­
ми среды и числом гран и ц волноводов. П од Бал ти й ски м щитом слой
астен осф еры в общ епринятом понимании, к а к установлено А. С. А лек­
сеевы м и другими, отсутствует. О д н ако в ы я вл я ем ы е три слоя волновода
230
при давлениях, созд аваем ы х здесь толщ ей л ь д а в 2— 3 км, д о л ж н ы в ы ­
звать смещение поверхности в центре л ед ни ка на 200— 300 м. Эта гипо­
теза допускает более широкие пределы реологических парам етров.
В соответствии с таким и в зг л я д ам и «ф азовы й »-м ех ани зм по стгл яц и ал ьных поднятий, к а к у к а зы в а е т В. Г. Г у т е р м а н ,'м о ж е т р аб о тат ь не х у ж е
изостатического. Амплитуды колебаний р ассм атр иваем ой природы и м е­
ют величины, близкие к реально наб лю д аем ы м . .
Полосовые гравитационны е ан ом али и и линейные сейсм оактивны е
зоны, по мнению В. И. Б о гд ан ова, не д аю т оснований св язы в ать после­
ледниковые поднятия с изостатическим процессом. Ф ак ты «высокой ко ­
ровой чувствительности» не только ледниковы х, водных, но и техноген­
ных нагрузок свидетельствую т о сущ ествовании внутрикоровы х близповерхностных механизмов, обр ати м ы х д еф орм аци й , опред ел яю щ и х
«эластические» свойства среды. П од эластичностью коры понимается
способность ее под воздействием переменны х н агру зок к об рати м ы м
деформациям, превы ш аю щ им чисто упругую компоненту сплошного
твердого тела. Д о к а з ы в а е т это повсеместная" раздробленность, трещ и н о ­
ватость, расслоенность кристаллических пород, что подтвердило, в ч а ­
стности, сверхглубокое бурение. М ехан и зм эластичности св язы в ае тся
В. И. Богдановы м с процессами ак ку м у л и р овани я энергии д еф ор м ац и и
жидкими и газовы ми ф л ю и дам и трещ иноватостью градиентной коры
(частичная миграция ж и д ки х флю идов, с ж ати е — р асш и рен ие газовой
компоненты) при изменениях динам ических условий и упорядочении «ку­
сочной» структуры среды (термин JI. М ю л л е р а ). Градиентны й х а р а к т е р
изменения с глубиной микропористости позволяет заклю чи ть, что
послеледниковая д еф ор м ац и я земной поверхности опред ел яется р а з л и ч ­
ными включениями одних и тех ж е м еханизм ов на р азн ы х глуби н ах и
в разных условиях. И гр аю т роль т а к ж е широкий спектр времени р е л а к ­
сации и явление частичного гистерезиса деф о рм аци й , обусловленного
высокой степенью подвижности и необратимы ми изменениями геом ет­
рии макропоровы х пространств. П ри зак р ы ти и трещ ин н ы х микропоровых пространств в слое 0— 10 км ам п л и туд а сокращ ения, по расчетам
В. И. Б огданова, достигает ~ 2 0 0 м. А при уплотнении коры мощ ностью
40 км до минералогической плотности составл яет 1500 м.
Таким образом, колебан и я земной поверхности в об ластях древних
оледенений о бъясняю тся разн ы м и ком понентам и д виж ений: п рояв л ен и ­
ем собственно тектонических д ви ж ени й с н ал ож ен и ем упругого с ж а ти я
пород, гляциоизостатического и квази эласти ческого факторов, в о з м о ж ­
но, ф азовы ми п реобразованиям и. П ри влечени е д ан н ы х по п ослеледни­
ковому поднятию северо-восточной части Северной Америки, д ает осно­
вание предполагать, что к ним д об а ви л ся ф актор планетарного х а р а к ­
т е р а — изменение морфологии геоида (рис. 73).
М еханизм р азн ы х компонент гляциоизостатических
движений.
О механизме отдельных компонент дви ж ени й земной коры, обобщ енно
рассматриваемы х ка к гляциоизостатические, мож но сд елать сл едую щ и е
выводы.
1.
Одними из основных яв л яю тс я тектонические (вековые, к о л е б
тельные, эпейрогенетические) д ви ж ени я. Они пр оявл яю тся повсеместно,
сохраняя тенденции предшествую щ его тектонического разви тия. Э тот
тип движений хорошо у л ав л и в ае тся р азн ооб р азн ы м и геолого-геоморфологическими методами, и наличие их в любом участке не в ы зы в ает сом­
нений. В ряде случаев затруднение в ы зы в ает ср авн и тел ь н ая оценка их
скорости и относительного значения среди других компонент.
2.31
Рис. 73. К арта послелед­
никового поднятия севе­
ро-восточной части Ка­
надского щита:
а — изолинии
(проведены
через
50
м)
наивысшей
морской
террасы, показы­
вающие минимальную вели­
чину послеледникового поднятия
(по В. Ферранду);
б — изолинии
(проведенные
через 5 м) поверхности гео­
ида,
зам етно прогнутой в
районе максимального оле­
денения (по Д . Фишеру;
Рис. 74. Розы -диаграммы . По В. И. Богданову и Ю. Д . Ходотову
С тати сти ческая о б р аб отка данны х, проведенная В. И. Богдановым
и Ю. Д . Ходотовым, п озво л и л а построить розы -диаграммы (рис. 74)
простираний изолиний регионального гравитационного поля (а): нуле­
вой изолинии карты «в свободном воздухе» ( / ) ; изолинии рельефа
поверхности М, п о -JI. Е. Ш устовой (2); простирания изолиний рельефа
дневной поверхности.и .м ор ского д н а (б); суммарной д иа гр ам м ы векто­
ров функции коррелируем оети эпицентров зем летрясений (в) и прости­
раний изолиний новейших и современных д виж ений (г) по данным р а з ­
ных авторов ( / и 4 — по Н. И. Н и кол аеву, 2 — по Б. Гутенбергу, 3 — по
Г. А. Ж е л н и н у и Е. К яя р и я й н ен у ). В ы явл яется сходство в конфигура­
ции д и а г р ам м , зак л ю ч аю щ еес я в преоб ладан ии двух систем направле2Э2
Рис. 75. Схема сум­
марных сводово-бло­
ковых поздне- и пос­
леледниковых подня­
тий Фенноскандии, с
учетом соотношения
неотектонических
и
гляциоизостатических движений:
/ — изобазы поднятий (в
м);
2 — границы геоструктурных
областей;
3 — границы Балтийско­
го щита
ний (северо-восточных и юго-восточных) в блоковой структуре земной
коры Фенноскандии. Д е л а е т с я п ред полож ени е о диф ф ер ен ц ир ован н ы х
проявлениях ледниковой н агр узки по этим н ап р ав л ен и я м . П р е д с т а в л е ­
ния о блоковом х а р а к тер е д виж ений позволили Н. И. Н и к о л а е в у рас*
сматривать поздне-послеледниковые д ви ж е н и я к а к н ал о ж ен н ы е на гл ы ­
бово-блоковые тектонические (рис. 75).
2. Гляциоизостатические д ви ж е н и я (прогибы, п о д н яти я ), о чевид­
но, имели место и распростран ял и сь на больш ие глубины. О д н ак о они
наклады вались на собственно тектонические д в и ж е н и я и д и ф ф ер ен ц и ­
ровались в соответствии с особенностями строения земной коры. В этом
процессе могли уч аствовать и отток вещ ества в сл оя х астеносферы , и
перемещение ф азовы х границ, и уплотнение т о л щ за счет уменьш ения
порового пространства. Оценить долю к а ж д о г о из н азв ан н ы х явлений
пока не удается, тем более что на р азн ы х п л о щ а д я х их соотношение
должно было меняться. Очевидно, пробл ем а изостазии очень с л о ж н а и
для многих районов не имеет однозначного решения.
3. Хорошо д о казы в аю тся упругие и к в ази эласти чески е д е ф о р м а ­
ции (к ак тип движений, впервы е в ы деленн ы е Н. С. Ш а т с к и м ). А м п л и ­
туда их, обусловленная различны м и экзогенными и эндогенными про­
цессами, оценивается м илл им етрам и и сантиметрами. Зн ач и те л ьн о
большими ам пли тудам и хар актери зу ю тся упругие д еф орм аци и , с в я з а н ­
ные с материковым оледенением. Так, в П р и б а л ти к е установлен б ы ст­
рый подъем периферических участков вслед за отступавш им ледником.
Комплексный метод исследования, примененный в 1957 г. В. К. Гуделисом, основанный на д етальном изучении стратиграф ии поздне- и после­
ледниковых отложений, установлении ф аз отступания ледника, геохро­
нологическом и геоморфологическом ан ализе, позволил установить в е­
личину подъема в 7— 12 м. Этот подъем след овал к а к бы волной з а о т­
233
сту п аю щ им ледником. П о мнению В. К. Гуделиса, подъем связан глав­
ным образом с упругими деф о рм аци ям и, с чем вполне можно согла­
ситься.
О б щ а я ам пли туда упругой деф орм ации, р ассчитанн ая некоторыми
геоф и зи кам и д л я послеледникового поднятия Фенноскандии и Канады,
о п р ед ел яе т ся от 50 до 100 м, что со ставляет значительную долю после­
ледни ковы х поднятий. Упругое с ж ати е и последую щее расширение тео­
ретически происходит одновременно. В виду того что горные породы на
б о л ь ш и х глубинах о б л а д а ю т зн ачительн о меньшей сж имаемостью, чем
на поверхности, э ф ф ект упругой д еф ор м ац и и с глубиной уменьшается.
Описанный вы ш е квази эласти чески й механизм объясняет многие
ф акты , п р ивл ек аем ы е д л я обоснования гляциоизостатической концеп­
ции, такие, к а к быструю реакцию коры на нагрузки, высокие скорости
д ви ж ени й , плавны й фон сводовых поднятий и его затухание во време­
ни, совпадение областей п рилож ени я нагрузки и деформации и др.
Э тим ж е о б ъясн я ется сущ ествование напорных подземных вод на пери­
ф ери и ледниковы х областей; повышение скорости сейсмических волн
п рибли зительн о на 0,5 км /с в ком плексах пород, находящ ихся под на­
грузкой ледниковы х масс; сущ ествование внутрикоровых источников
вари ац и й гравитационного, геомагнитного и геоэлектрического полей и
д ругие явления.
4.
И спользуя слож н ы е расчеты, экспериментальны е данные, пр
н и м ая р я д допущений, разл и чн ы е исследователи получили результаты,
п о казы в аю щ и е возм ож н ость гляциоизостатических движений. Влияние
л ед ни ковой нагрузки контролируется сж им аем остью пластов, их проч­
ностью и степенью пластичности. Н а определенной глубине при нагруз­
ках, п ревы ш аю щ и х прочность горных пород, последние испытывают
п ластические деф орм ации. Опытным путем (Д. Григгс, П. Бриджмен
и др.) установлено, что пласти ческая д еф о рм ац и я зависит не только от
нагрузки, но и от коэф ф ициента вязкости, жесткости пород, фактора
времени, тем пературы , длительности воздействия нагрузки, геологиче­
ской истории м а т е р и а л а подвергаю щ егося опыту, и т. п. Все это ука­
з ы в а е т на слож н ость зад ач и , необходимость введения многих допуще­
ний и определенную приближ енность п олучаемы х результатов.
К а к считает П. Н. Кропоткин [28], на тех участках земной коры,
где имеются зн ачительны е поднятия и которые не сопровождаю тся со­
кращ ен и ем площ ади, простая схема изостатических соотношений
Д ж . Эри о к а зы в а е тс я неприменимой. В таком случае изостатическая
ком пенсация мож ет р ас см а тр и в ать ся по схеме Ф. П р атта. Одним из
первых на это у к а з а л А.. Д . Архангельский, который неоднократно кри­
ти ков ал построения Ф. К о ссм ата и других, основанные только на схеме
Д ж . Эри. И зу ч а я природу поднятия Б ал ти й ского щ ита, А. Д . Архан­
гельский. в 1933 г. ррй ш ёл к выводу, что поднятие является вообще
характер н ой чертой Всей послепалеозойской геологической истории
Фенноскандии. В рем енам и эти поднятия п реры вались эпохами больше­
го или меньшего' опускания, что приводило к затоплению части щита
или его современных подземных склонов морем. Трудно как-то особен­
но вы д елять его современное поднятие и предш ествовавш ее последнему
оп ускани е и об ъяснять их совершенно иными (имеется в виду ледниково-изостатическими.— Я. Н.)
причинами, чем предыдущие д ви ж е­
ния. Н овейш ие исследования Н. М ёрнера п оказали, что современное
поднятие Фенноскандии; которое достигает скорости 8— 10 мм/год в
центральной части Балти й ского щита, теперь обязано тектоническим
процессам. П о П. Н. Кропоткину, это, по-видимому, такой ж е процесс,
234
как и тот, который вы зы вает поднятие со скоростью 8 мм/год в цент­
ральной части Украинского щ ита [28]. Д ви ж е н и я, происходящие в о б ­
ластях антропогеннового оледенения, н ельзя считать исклю чительно
изостатическими или компенсационными, к а к это до последнего вр ем е­
ни делали Б. Гутенберг, В. Таннер, А. А. .Никонов и др. Советские
геологи давно пришли к выводу, что новейшую историю н ельзя р а с ­
сматривать, не учиты вая тектонического ‘ прошлого данного у ч астк а
Земли. К аж д ы й структурно-тектонический элем ент о к а зы в ал в л ияни е
на неоген-антропогеновую историю района. С ледовательно, приводи­
мую цифру послеледникового поднятия в 650 м только в какой-то м ере
можно отнести за счет компенсационных; гляциоизостатических д в и ж е ­
ний. В основном это р езул ьтат н ап равлен ны х, тектонических дви ж ени й ,
сохранявших свой зн а к на протяж ении длительного отрезка времени.
Проведенные нами исследования п о каза л и справедливость ск азан н о го
и необходимость считать значительно более слож ны м и сводовые п о д н я­
тия Фенноскандии.
. •
По мнению Б. И. К ошечкина, в период д егл яц иац ии в районе
Кольского полуострова о б щ ая интенсивность гляциоизостатических
движений п р ев ы ш ал а интенсивность собственно тектонических п одв и ­
жек более чем в д ва р аза. В голоцене соотношение изменилось; роль
собственно тектонических д виж ений стал а ведущей. В будущ ем д л я
некоторых районов Кольского полуострова, по мнению Б. И. К ош еч ки ­
на, следует о ж и д ать изменения зн а к а д виж ений на обратный, что м о­
жет привести к погружению прибреж ны х территорий. Т аким об р азо м ,
гляциоизостатическая компонента и п ар ал л ел ь н о п р о я в л я ю щ а я с я э л а ­
стичная компонента движ ений как-то изменяли общ ее н ап равл ен ие
тектонической истории. Они были дополнительными, у сл о ж н яю щ и м и
факторами к непрерывно п р ояв л яю щ и м ся собственно тектоническим
движениям. П о к а не в ы явлена и роль п л а н етарн ы х движений, в л и я ю ­
щих на морфологию геоида.
ТЕК ТО Н И ЧЕС К А Я К О М П О Н ЕН ТА С О В РЕ М Е Н Н Ы Х П Е Р Е М Е Щ Е Н И И
ЗЕ М Н О Й П О В Е РХ Н О С Т И И Н Е О Т Е К Т О Н И Ч Е С К И Е Д В И Ж Е Н И Я
Вертикальные тектонические движения и глубинное строение зем ­
ной коры. З а последние годы во многих ст р а н а х обобщ ен м а т ер и ал по
комплексным исследованиям перемещений земной поверхности р а з л и ч ­
ными инструментальными методами. Выяснена, что перем ещ ения со­
стоят из различны х компонент. П ом им о гидротермических процессов,
колебания поверхностных частей земной коры вы зы в аю тся т а к ж е ин­
тенсивностью проявления р азн оо б разн ы х экзогенны х процессов (дену­
дация, вы ветривание). Н а Г арм ском полигоне, наприм ер,
скорость
эрозионных процессов на целый п оряд ок выше средней скорости п од ­
нятий (у = 15 мм/год, д ен удаци я 400 мм/год, по Н. С. Б л а г о в о л и н у
и др.).
Д л я многих реперов при повторных нивели ровках вы яви ли сь в ы ­
сотные изменения геодезических знаков на величины, значительно п р е­
выш ающие погрешности наблюдений. Ч а сто эти изменения высотного
положения знаков н ельзя объяснить чисто поверхностными причинами
(процессами выветривания, денудации, эндолитогенными и д р .). П о ­
этому, с учетом необходимых поправок, в ы явленны е изменения высот
принято относить за счет собственно тектонических — вековых д виж ений
земной коры, которые, в свою очередь, состоят из р азли чн ы х ком по­
нент.
235.
Р а с с м а т р и в а я тектоническую компоненту современных движений
зем ной поверхности, приходят к выводу, что источником их являются
те ж е эндогенные процессы, которые определили неотектонические и
более древни е дви ж ени я, отрази вш и еся в формировании новейших тек­
тонических структур. Д л я понимания связи современных движений
зем ной коры с глубинным строением необходимо иметь модель строе­
ния литосф еры д л я ка ж д о го ан али зи руем ого региона, построенную по
д ан н ы м профилей ГС З, К М П В , с учетом физических свойств горных
пород, п лощ адны х гравиметрических и магнитных съемок, магнитотел­
лурического зон ди рован ия и др. В некоторых р айонах поля современ­
ных верти кальн ы х д виж ений земной коры были сопоставлены с различ­
ными геофизическими полями.
Д л я Западн о-С и би рской плиты, А лтае-С аян ской складчатой о б ла­
сти, юга Сибирской п латф орм ы , ю жной части Б ай кал ьской складчатой
о б л а ст и об н а р у ж и ва ется , что увеличение скорости движений сопровож­
д а е т с я увеличением высот рел ьеф а, уменьшением ан ом али й силы т я ­
ж ести, увеличением мощности земной коры. Эта закономерность имеет
линейны й хар а к тер , но сущ ествуют и л окал ь н ы е отклонения.
У становлено, что все ак тивизированны е горноскладчаты е области
ю ж ного об р ам л ен и я Сибири х ар актер и зую тся значительным увеличе­
нием мощности земной коры. В ы я вл я ется сущ ествование крупной зоны
возмож ного разуплотнения вещ ества верхней мантии, простирающейся
из ю ж н ы х районов П а м и р а до З а б а й к а л ь я . М ож н о сделать вывод, что
п р ям ы е соотношения м е ж д у высотами рельефа земной поверхности и
скоростям и современных дви ж ени й и обратны е соотношения между
последними и значениями ан ом али й силы тяж ести о т р аж аю т опреде­
ленны е генетические закономерности, связан ны е с Подкоровыми и внутрикоровыми процессами. Именно пониженную плотность верхней м ан ­
тии принимаю т за источник интенсивного возды мания горного обрам ­
л ен и я Сибири и юга З а падн о-Е вр оп ей ской п латф орм ы к а к в неотекто­
нический этап, т а к и в современную эпоху. При этом амплитуды и
скорости современных дви ж ени й унаследую т реж им предшествующего
тектонического разви тия: чем сильнее проявления активизации м а н ­
тии, н аш едш ие отр аж ен и е в глубинном строении, геофизических полях,
рел ьеф е земной поверхности, тем интенсивнее современные верти каль­
ные д ви ж е н и я земной коры. Причину тектонической активизации св я­
зы ваю т т а к ж е с перем ещ ением м а т е р и а л а в зоне пониженной вязкости,
в ы званны м конвективной неустойчивостью верхней мантии. В механиз­
ме р азви тия основных новейших структур Ю ж ной Сибири и других
районов, нуж н о учиты вать; к а к считают Э. Э. Фотиади и другие, не
только о б разов ан и е и эволюцию разуплотненной области верхней м а н ­
тии, но и неоднородность механических свойств литосферы (плотности,
прочности, в язко сти ), о .чем свидетельствую т унаследованность древне­
го структурного п л а н а, н ап р яж е н н о е состояние земной коры и др.
Об эндогенной обусловленности современных вертикальных д в и ж е ­
ний земной коры - свидетельствует совпадение (по р азм ер ам и место­
полож ению ) ан ом альн ы х участков изменения гравитационного и гео­
магнитного полей со структурно-тектоническим строением, которые ус­
тан овлен ы д л я Армении и других районов. При этом в зонах, где п ре­
о б л а д а е т сж атие, н аб лю д аю тся полож ительны е значения неприливных
вар и ац и й силы тяж ести и ан ом али й векового хода геомагнитного поля
с уменьшением скоростей- современных вертикальны х движений земной
коры. Там ж е, где происходят р ас тя ж е н и я деформируемой среды, н а ­
б лю даю тся отрицательны е значения вариаций с увеличением скоростей
236
•современных вертикальны х движений. Сопоставление современных в ер ­
тикальных движений с интенсивностью гравитационны х ан ом али й для
платформенных областей выявило отсутствие прямой корреляции м е ж ­
ду ними. Н аиболее ярко п рояв л яю щ и м ся м акси м ум ам поднятий и опус­
каний территориально соответствуют близкие к нулевым изостатические аномалии, которые не имеют с ними вы раж ен н ой связи.
Р оль изостатического ф ак то р а .в современной дин ам ике земной
коры была в ы явлена д ля К ар п ат. И зуч ал ось соотношение м еж д у м о щ ­
ностью земной коры, рельефом дневной поверхности, полем силы т я ж е ­
сти в редукции Буге, изостатическими ан о м а ли ям и и р асчетам и по
уравнению гидростатического равновесия. Выяснилось, что равновесие
отдельных блоков земной коры нарушено не в одинаковой степени. Н а ­
правленность современных д виж ений на территории С к л ад ч а ты х К а р ­
пат и П редкар п атского прогиба со в п ад ает -с н аправлением действия
изостатических сил. Таким образом, д ля равновесного состояния зе м ­
ной коры необходимо д альн ей ш ее поднятие р ел ь еф а (по расчетам ) до
3 км. Д л я С к л ад чаты х К а р п а т устойчивое.поднятие н аб лю д ае тся с н а ­
чала неогена, а для П р е д к ар п атск о го прогиба — с верхнего миоцена.
Здесь отмечается отсутствие очагов зем летрясен ий и н аб л ю д ае тся нор­
мальный тепловой поток. Все у к а зы в а е т на тектоническое спокойствие
и поэтому, к а к отмечает В. Г. К узнецова, современные верти кальн ы е
движения земной коры здесь могут быть обусловлены силами А рх и ­
меда.
Д р у г а я обстановка на территории З а к а р п а т с к о г о прогиба. В его
пределах отмечается разн он ап равлен ность изостатических сил ком пен­
сации и современных вертикальны х дви ж ени й земной коры. Н а ч и н а я с
голоцена (по Н. Д . Гофштейну, на протяж ении 10— 15 тыс. лет) и до
настоящего времени поверхность З а к а р п а т с к о г о прогиба испытывает
поднятия. Если ж е принять во внимание наличие только изостатических
сил, то в настоящ ее время, наоборот, д олж н о было бы н аб лю д аться
опускание земной поверхности. С ледовательно, зем н а я кора этой те р ­
ритории все больше отклоняется от равновесного состояния, в ее п ре­
делах преоб ладает тектоническая активи зац ия, об условленн ая глубин­
ными процессами, п о д а в л я ю щ ая изостатические процессы. Это под­
тверж дается сейсмичностью территории, особенностями геотермического
реж има, аномалиям и векового хода магнитных полей. Все у к а зы в а е т
на проявление интенсивных коровых процессов.
Геодезические д анны е по профилю И р к у т с к — К у л т у к —У лан-Удэ
указываю т на поднятие, которое н а ч ал о п ро яв л ять ся с неогена. С овре­
менный интенсивный подъем р ас с м а т р и в а л с я в 1978 г. П. П. К ол м ого­
ровой как следствие продол ж аю щ его ся р азви тия Б ай к а л ь с к о г о свода,
в пределах которого унаследованное развитие региональны х структур
элементов обусловило их вы раж ен н ость в современном рельефе. Д л я
всего района П р и б а й к а л ь я и З а б а й к а л ь я отмечается п ространственная
дифф еренциация современных движений, с в я за н н а я с крупными геоструктурными областями: С ибирской п латформой, Б ай к а л ь с к и м сводо­
вым поднятием и З а б а й к а л ь с к о й ск ла д ч ато й областью. П ри этом н аи ­
более высокий контраст скоростей современных верти кальн ы х д в и ж е ­
ний (от + 1 0 до + 2 0 мм/год) приурочен к Б ай к а л ьс к о й рифтовой зоне
и ее б ли ж айш ем у горному обрамлению . М-аксимальная скорость д ви ­
жений соответствует зонам новейшего и современного (голоценового)
вулканизма. Р и ф то в а я впадина имеет н аим еньш ие значения скорости.
К юго-востоку от центральной части рифтовой зоны скорости совре­
менных вертикальных движений плавно сниж аю тся. Таким образом,
237
Рис. 76. Схема изоглубин поверхно­
сти М и современных вертикальных
движений
земной коры советских
Северных К арпат. По В. Г. Кузне­
цовой
1 — изолинии глубин д о поверхности М
(км ); 2 — глубинные разломы; 3 — предпо­
лагаемы е глубинные разломы; 4 — разлом
поверхности кристаллического ф ундам ен­
та;
5 — изолинии скорости современных
вертикальных
движений
земной
коры
(м м /год)
Рис. 77. График зависимости A v от
Л м - По А. Т. Д онабедову
границы Б а й к а л ь с к о й рифтовой зоны достаточно хорошо совпадают с
границами пониженны х сейсмических скоростей поверхности М. Все
у к а з ы в а е т на интенсивное п роявление коровых процессов, по-видимому,,
подавл яю щ и х изостатические процессы. Следовательно, современные
верти кальн ы е д ви ж ени я многих устойчивых участков — платформ и
подвиж ны х областей — не имеют прямой связи с изостатическим вы­
равниванием земной коры. Н аоборот, х арактер н о преобладание д в и ж е ­
ний, к а к у к а зы в а е т Е. М. Артемьев, направленны х против сил изостатического вы равнивания.
Д л я р яд а районов вы явл ена п р я м а я линейная зависимость между
скоростью современных верти кал ьн ы х движ ений и мощностью земной
коры. Д л я К арп атск ого региона в п р ед ел ах С С С Р (рис. 76) и Чехосло­
ваки и установлено распределени е скорости современных движений в з а ­
висимости от глубинного блокового строения земной коры: относитель­
но м а кси м ал ьн ы е поднятия приурочены к областям утолщенной коры,
которы м соответствуют зоны региональны х минимумов силы тяжести.
В области Восточнословацкой низменности, по данным И. Квитковича
и И. П л а н ч а р а , где тол щ и н а коры достигает 24— 28 км, отмечается по­
гружение; в районе Высоких Татр при толщ ине коры в 40— 44 км про­
исходит современное поднятие земной коры.
Б л о к о в а я диф ф ерен ц иаци я современных движений отмечается
т а к ж е в п ределах Кубинского арх и п ел ага и Антильской островной д у­
ги. П ри этом Д . А. Л и ли ен бергом установлена б ольш ая дробность дви­
жений. Повторным и нивелировкам и фиксирую тся блоки с поперечни­
ками от нескольких сот метров до 1— 3,5— 7, 10— 15, 20—25, 30—40,
60—70 км. Границы между, блокам и вы явл яю тся высокоградиентными
зонами.
Д л я изученных р ай о н о в подвижных, п латформенны х областей
(К арп аты , юг европейской 'части С С С Р ) установлена п р ям а я зависи­
мость ам пли туд скоростей современных движ ений от ам плитуд измене­
ния глубины з а л е га н и я поверхности М при переходе от одного струк­
турного блока к другому: К таким вы водам приходят А. Т. Д онабедов,
В. А. Сидоров, В. Г. Кузнецова, В. А. М агницкий, Ю. Д . Б у л а н ж е и др.
238
Уточненный вари ан т такой связи о т р а ж а е т график, впервы е со с тав ­
ленный А. Т. Д онабедо вы м (рис. 77). По о си -о р д и н а т отлож ены а б ­
солютные значения ам пли туд разности скоростей современных д в и ж е ­
ний между блоками (А0) ; по оси абсцисс — абсолю тны е зн ачен ия р а з ­
ности глубин поверхности М (Ам). У к а за н н а » законом ерность пока еще
не получила объяснения.
При ан ал и зе этих д ан ны х следует име-ть в виду, что на р ас с м а т р и ­
ваемом гр аф и ке имеет место т а к ж е связь А м со -степенью в ы р а ж е н н о ­
сти современной поверхности р ел ь еф а литосферы (геоморфологический
фактор), что у к а зы в ае т на глубинные причины верти кал ьн ы х д в и ж е ­
ний земной коры. Эти причины будут рассмотрены ниже. Тектоническая
компонента современных верти кал ьн ы х дви ж ени й мож ет быть об услов­
лена: 1) процессами изостатического у р авн о веш и вани я земной коры
(литосферы); 2) процессами активизации, происходящ ими в пред ел ах
тектоносферы и мантии, и 3) их разли чн ы м и сочетаниями.
Отдельные блоки земной коры, о тли чаю щ иеся особенностями р е ­
гиональных геофизических полей, р азд ел я ю тся явно в ы р аж ен н ы м и или
предполагаемыми зонами разл о м о в р азн ы х типов. П оскольку к а ж д о м у
блоку соответствует своя скорость современных движ ений, необходи­
мо сделать вывод, что эти блоки «живут» и в н астоящ ее время. Д е й ­
ствительно, ка к установлено, в пред ел ах подвижных и устойчивых
платформенных областей зон ам р азл о м о в соответствуют узкие, п р о тя­
женные высокоградиентные зоны скоростей современных вертикальны х
движений. Они о т р а ж а ю т местополож ение и современную относитель­
ную активность пограничных зон м е ж д у блокам и земной коры, о тл и ­
чающимися разной мощностью, возрастом сл агаю щ и х горных пород
фундамента и особенностями строения осадочного чехла. Особенно
ярко эта активность про явл яется у глубинных р азл о м о в разного типа.
По данным А. Т. Д о н а б е д о в а и В. А. С идорова, в п р ед ел ах древней
платформы относительно более подвиж ны м и яв л яю тс я древнейш ие (докембрийские) разломы , которые нередко секут разл и чн ы е геоструктурные элементы. Ш овны е зоны подвиж ны х об ластей часто о казы в аю тся
сейсмотектоническими.
К ним в отдельных случ аях п риурочиваю тся вулканогенны е о б р а ­
зования. При этом многофазность излияний вдоль р а зл о м а сви детел ь­
ствует о неоднократном возобновлении тектонической активности.
Преимущ ественно с этими зон ам и к а к в подвижных, т а к и в п л а т ­
форменных об ластях св язы в ается повышенный тепловой поток. У стан ов­
лено, что к уч астк ам с наибольш ими град и ен там и скоростей соврем ен­
ных движений приурочены газоди нам и чески е зоны, об нар уж ен ы интен­
сивные гелиевые аномалии. П ов ы ш ен н ая гелиеносность св яза н а с
межблоковыми зонами (рис. 78), внутри которых имеются участки
максимальной неоднородности и направленности. Приурочены они к со­
пряжениям трещин разной ориентации. Эти проницаем ы е зоны уходят
глубоко в недра, прони зы вая не только земную кору, но и н и ж е л е ж а ­
щие участки верхней мантии. Выходы гелия связан ы с тектоническим
и тепловым режимом. Выявлено, что высокие концентрации гелия (ч а ­
сто в азотном газе) приурочены к рифтовым зонам, к р а з л о м а м на
участках длительного поднятия, к р азл о м а м , р азд ел я ю щ и м мегаблоки,
как, например, к С еверо-Д нестровскому разлом у, р азд е л я ю щ е м у У к р а ­
инский кристаллический щит и М о л давску ю плиту. Т ак и х зон немного
и все они связаны с конкретными геотектоническими условиями. Струи
гелия, тепловые потоки и т. д. о т р а ж а ю т современную «живущую »
239
Рис. 78. О бъемные концентрации гелия (вверху), приуроченные к межблоковым зонам
и геологическая к а р т а (вни зу). П о А. Н. Еремееву и И. Н. Яницкому
/ — гранитоиды; 2 — интрузии ультраорновного состава; 3 — современные проницаемые трещины к
разломы; 4 — вмещ аю щ ие породы
(«работаю щ ую ») структуру, земной коры. Они ж е являю тся индикато­
рами и современных дви ж ени й земной коры.
П риведенны е в 1982—1985 гг. В. В. Бронгулеевым, А. Ф. Граче­
вым, Н. В. К ал аш ни ковой , В. А. М агницким исследования современ­
ных д виж ений в об ластях различного тектонического реж им а с уста­
новлением их связи 'с древними д ви ж ени ям и и геофизическими п о л я ­
ми показал о , что в пр ед ел ах Восточно-Европейской платф ормы совре­
менные д ви ж ени я о б н а р у ж и в а ю т достаточно хорошую унаследованность новейших движений, и связь с глубиной зал е га н и я фундамента.
В орогенной области К ар п атск о -Б ал к ан ск о г о региона выявлена высо­
к а я степень корреляции с новейшими дви ж ени ям и земной коры, причем
ун аслед ован н ость четко п роявляется ка к в региональном плане, так и
240
сз
Паннонский Горы
бассейн
Апусени
Поверхностный
Трансильванская
впадина
тепловой
Орадя
поток
Восточные
Карпаты
Ю&
Предкарпатский северная
прогиб
Добруджа
Гамац
! 100°С
гоо’с
300 с
Поле
температур
V К
500°Ь *00 С
Рис. 79. Тепловой поток в Румынии и его связь с геофизическими характеристикам и^
По С. Величу и К. Д ем етреску
*g— гравитационная и ДТа магнитная аномалии; 1 , 2 — континентальная кора ( / — «гранитный*
слой, 2 — «базальтовый» слой); 3 — океаническая кора; 4 — флиш евая &она; 5 — передовой прогиб;
6 — вулканические породы; 7 — взбросы и надвиги; 8 — сбросы . По данны м ГСЗ: 9 — р аздел М;.
J0 — гипоцентры нормальных и промеж уточны х землетрясений; / / — зоны разлом ов. В низу — про­
филь теплового потока и температурны й разрез
для локальных зон поднятий и опусканий. У стан ав л и в ае тся связь глу­
бины зал егани я границы М с геофизическими полями (рис. 79). Д л я
платформенной области она п ро яв л яетс я сл аб о или вообщ е отсутствует.
К орреляционный и ф акторны й ан ал и зы , проведенные д л я европей­
ской территории С С С Р А. Т. Зв ер е вы м в 1985 г., п о каза л и , что связи
геолого-геофизических полей при р азн ы х р а зм е р а х п л ощ ад ей исслед о­
ваний нередко сильно отличаются. Это об ъясняется разн ы м оп р ед ел яю ­
щим влиянием различны х составляю щ их. В ы явл ена п р я м а я з ав и си ­
мость скорости от плотности и геотермического р еж и м а мантийно-коровых блоков. Это свидетельствует о том, что современные в е р т и к а л ь ­
ные движения в земной коре р азв и ваю тся под действием геодинамических процессов, сопровож даю щ ихся синхронным увеличением или
уменьшением плотности, и геотермического р еж и м а мантийно-коровых
блоков. Н а меньших п лощ ад ях эти связи стано вятся очень слабыми.
Вместе с тем увеличивается связь с ам пл и тудам и неотектонических
движений, рельефом ф ун дам ен та, мощ ностью земной коры и кол ь ц евы ­
ми структурами.
Все сказанное позволяет считать, что п ерем ещ ения земной повер х­
ности, выявленны е повторным нивелированием, яв л яю тс я собственно
тектоническими движениями. В разн ы х геоструктурных о б л а стя х с
различным проявлением эндогенного р еж и м а современны е д виж ения
имеют свои особенности и т а к же, к а к неотектонические д ви ж ени я, ч а ­
сто о казы ваю тся унаследованными. О д н ако эта ун аслед ован н ость бо­
лее сложна, чем п ред п о л а га л ась первоначально.
Д ан н ы е о дифф еренцированности верти кал ьн ы х перемещений зе м ­
ной поверхности позволяю т говорить о том, что она обусловлена гете­
рогенностью строения земной коры. Степень современной активности
16 З а к . 309
241
..движений св яза н а с особенностями историко-геологического развития,
оп ределяю щ и м и н аправленность тектонических процессов, их унаследованностью, процессами изостазии, режимом теплового потока, х а р а к ­
тером эндолитогенных процессов.
Г оризонтальны е дви ж ени я. Н али ч и е современных горизонтальных
движ ений не в ы зы в ает сомнений, однако методика их выявления р а з р а ­
ботана слабо. С лож ность о тр аж ен и я на картах, по мнению П. Н. Н и ­
ко л ае ва [50], зак л ю ч ае тся в том, что измерение относительных сме­
щений в тектонике и тектонофизике производят в координатах Лангр а н ж а , р ас см атр и в аю щ и х в заи м н ое полож ение материальны х точек в
пространстве. Н а к а р тах ж е неотектоники тектонические движ ения опи­
сы ваю тся в другой системе координат, не связанной с отдельными м а ­
тери альн ы м и точками, получившими назван ие координат Эйлера. Это
д е л а е т принципиально невозм ож ны м сравнительное описание верти­
кальн ы х составл яю щ и х д виж ений (Эйлеровы координаты) и горизон­
тал ь н ы х (Л а н г р а н ж е в ы к о ор д и н аты ). В озникает необходимость в р а з ­
раб отке удобного метода о то б р аж ен и я к а к тех, т а к и других в единой
координатной системе.
В последние годы появилось больш ое количество фактов, у к а зы ­
ваю щ их на безусловное проявление горизонтальны х движений, вы яв­
ляе м ы х различны м и методами. П риведем некоторые из них. Современ­
ные перемещ ения по отношению к полюсу по астрономо-геодезическим
н аблю ден и ям в обсер ватори ях М еж дун арод н о й служ бы широты, рас­
полож ен ны х на 39° с. ш., составл яю т от 1 до 8 см/год. Ш ироко извест­
ны гори зонтальн ы е д ви ж е н и я на сейсмических разл ом ах, которые мед­
ленно п ро яв л яю тся в п р о м еж у т к ах м еж д у зем летрясениям и и х ар а к те­
ризую тся быстрыми смещ ениями при сейсмических точках. З а интервал
времени в 5 0 —200 л ет осредненные перемещения по сдвигам составля­
ют 2,2 см/год по р а зл о м у С ан-А ндреас (К ал и ф о р н и я ); 1—2 см/год в
С еверо-А натолийском р а зл о м е (Турция) и т. д. Н абл ю д аю щ и еся в те­
чение р яд а лет смещ ения м ассива хр. П етра I в Т ад ж и ки стане (как
считаю т по надвигу) происходили со скоростью около 2 см/год.
Р асш и рен и е дна Атлантического океан а по расчетным геофизиче­
ским д анны м (спрединг) со став л яет 1— 2 см/год, а д ля Тихого океана
2— 6 см/год. П ерем ещ ен ие Е вр ази атс ко й и Американской плит относи­
тельно друг друга, тр ак ту ем о е М. Фессель как расхождение, в пересче­
те с величины угловой скорости (по астрономическим определениям)
на земной сф ер е д ает смещение в 1,8 см/год. П о расчетам и данным
Е. П роворбио и В. К весад а, расхож д ен ие Е в р ази и и Северной Амери­
ки (через А тлан ти ку) происходит со скоростью 10 см/год за период
40— 70 лет. Д л я с т р у к т у р 'р а з н ы х рангов определения различными ме­
тодами д аю т часто очень разл и чн ы е скорости современных горизон­
тал ьн ы х движений. Н аи б о л ее зас л у ж и в а ю щ и м и внимания яв л яю т­
ся определения, выполненны е на сравнительно ограниченных террито­
риях.
;
Д остаточ н о полные р езультаты в этом направлении получены япон­
скими исследователями. Д л я о-ва Кюсю, например, в ы явлена тесная
связь м еж д у горизонтальны ми сдвигами и современными верти каль­
ными движ ениям и. В местах м акси м ал ьн ы х поднятий горизонтальные
сдвиги сравнительно малы , *а в местах их ослабления они возрастают
(рис. 80). П роисходит к а к бы р асп о л зан и е огромной поднимающейся
глыбы земной коры. Д р уги е участки земной коры опускаются и сж и ­
маются. Н а этом пример-е д ел аю т правильный вывод, что разделение
перемещений земной коры на в ертикальны е и горизонтальны е — услов­
242
но. В действительности они пред ставл яю т собой л иш ь отдельны е ком­
поненты слож ны х пространственных д еф о р м а ц и й ’ блоков земной коры.
По разработанн ой П. Н. Н и кол аевы м методике а н а л и за количест­
венных характери сти к вертикальной и горизонтальной составляю щ их
скорости тектонических движ ений с применением некоторых элементов
математического ап п ар ата теории поля были п р оан ал и зи р о в ан ы на
о-ве Сикоку (Я пония). По исходной карте а'мплитуд верти кальн ы х т е к ­
тонических движений за период 1900— 1928 гг. по инструментальны м
данным были построены карты тектонической' активности и на этом
основании выявлено блоковое строение земной коры, которое совпало
с геологическими данными. П о мнению П. Н. .Николаева, поле текто ­
нической активности удобно использовать д л я ,х а р а к т е р и с т и к и горизон­
тальной составляю щ ей тектонических движений.* Традиционное оп иса­
ние современных движ ений векторными схемами смещений не д ает
полного представления об очень в аж н ы х особенностях этих движений,
поскольку они о т р а ж а ю т сум марный эффект..К а к было показано Я. Б. Зельдовичем , А. М. М ышкисом и др.,
любое движ ение частицы деформируем ой сплошной среды в любой мо­
мент времени получается в резу л ьтате н ал о ж ен и я поступательного,
вращательного и деформационного (сж атие, расш ирение) движ ения.
Наличие горизонтального взаи м одей ствия соседних блоков земной ко­
ры, испытывающих в ерти кальн ы е перемещ ения, д о л ж н о ск а зы в а ть с я в
проявлении элементов в ращ ен и я (р о та ц и и ), т. е. в горизонтальны х пе­
ремещениях, завихренности в векторном поле скоростей современных
движений или тектонической активности. Величина ротора пропорцио­
нальна угловой скорости в р ащ ен и я частиц д еф орм и руем ой среды и по
закону независимости составляю щ их д ви ж ен и я мож ет сл уж и ть коли­
чественной характеристикой горизонтального взаи м одей ствия соседних
участков коры. В екторные линии ротора п ерпендикулярны в екторам
тектонической активности; в п лан е они очертят зоны горизонтального
взаимодействия в земной коре. П р е д л о ж е н н а я П. Н. Н и кол ае вы м мето­
дика позволяет выделить отдельны е блоки земной коры, в п р ед ел ах ко­
торых наблю дается
потенциальное поле тектонической активности.
На рис. 81 мож но видеть глыбовое, мозаичное строение, с разн ы м х а ­
рактером деформации в горизонтальном направлении. Зо н ы н аиболее
крупных разры вны х нарушений
представлены узкими, вытянутыми
блоками, испытываю щими рас т яж е н и е в плане.
Относительно много данны х имеется о современных гор и зон тал ь­
ных перемещениях по сдвигам и надвигам . О д н ако инструментальны ми
методами изучено сравнительно небольш ое количество объектов. Н а ­
дежные данны е получены по зоне р азл о м о в С ан -А н дреас (К а л и ф о р ­
ния), п рослеж и ваю щ ейся почти на 1000 км. Р а з л о м С ан-А ндреас ш и ­
риной от нескольких метров до 10 км, р ас п о л а га я с ь в пред ел ах с к л а д ­
чато-глыбовой системы Кордильер, я в л яе тся одним из сам ы х крупных,
наиболее изученных сейсмогенных р азл ом ов на суше. И зучение совре­
менных движений по р а зл о м у п р о д о л ж а ется в течение многих д еся ти ­
летий. Выявлено, что горизонтальны е см ещ ения происходят ск ач к о о б ­
разно в результате зем летрясений и п р о яв л яю тся в виде крипа в про­
м еж утках м е ж д у зем летрясениями.
Установлено систематическое п равостороннее горизонтальное см е­
щение со скоростью до 1— 3 см /год по отдельны м р а зр ы в а м и 3—
6 см/год по всей системе р азл о м о в Сан-Андреас. О к азал ось , что эти
сдвиговые перемещ ения происходят неравномерно во времени и вдоль
простирания разломов. Так, например, севернее Поперечных хребтов
16*
243
Рис. 80. Соотношение вертикальных и горизон­
тальных движений земной коры на о-ве Кюсю.
П о Ю. А. М ещерякову
1 — изолинии
скорости
вертикальных
движений
(м м /год); 2 — векторы скорости горизонтальных дви­
ж ений
(масш таб:
вектор соответствует скорости
5 см /год); 3 — эпицентры землетрясений; 4 — ось но­
вейш его поднятия по геоморфологическим данным
Рис. 81. А нализ тектонических движений на
о-ве Сикоку (Я пония). По П. Н. Николаеву
а — изолинии ам плитуд вертикальных тектонических
движ ений (м м /год) за период 1900—1928 гг. по ин­
струментальным данным (по С. Миамура и др.);
б — значения тектонической активности (м/км 2 млн.
л ет); в — изоактивы; г — границы блоков и направ­
ление горизонтального взаим одействия м еж ду ними;
д — блоки,
испытывающие растяжение; е — блоки,
испытывающие сжатие;
ж — направление горизон­
тальных перемещ ений по инструментальным данным
за 60 лет. А — карта ам плитуд вертикальных текто­
нических движений; Б — карта тектонической актив­
ности; В — числовые значения активности; Г — кар­
та некоторых векторных линий ротора поля текто­
нической активности, показывающ ие зоны горизон­
тального
взаимодействия;
стрелки — направления
этого взаимодействия
. - 20- н1
3,5
2
С Р
5
в последние годы отмечается периодическое возобновление перем ещ е­
ний на двух о трезках р а зл о м а протяж енностью в 80 и 50 км. М еж ду
ними, на 64-километровом участке д ви ж ен и я происходят непрерывно и
с постоянной скоростью. В сам их П о п еречн ы х х р еб тах перем ещ ения не
■фиксируются вообще. Ш ири н а собственно зоны ск о ль ж ен и я (крипа)
по разры ву в большинстве случаев меньше 5 м, и зред ка достигает
80 м; ширина крупной тектонически активной зоны, где н ак а п л и в аю тся
напряжения и деформации, со ставл яет 2— 15 км. С р е д н я я су м м ар н ая
скорость горизонтального перем ещ ения ск л а д ы в ает ся из крипа и быст­
рых сейсмических подвижек. Установлено, что крип происходит н ер ав ­
номерно (в течение нескольких суток з а период в несколько м е с я ц е в ).
Количество горизонтальных перемещений увели чи вается во врем я мест­
ных слабы х землетрясений. Таким о бразом , скбрость, величина и в
ряде случаев нап равлен ие крипа подвергаю тся изменениям. Внешне
крип ск азы вается в р азр ы в ах асф ал ь то вы х покрытий дорог, смещении
заборов, тротуаров, газопроводов. П ри среднегодовой величине крипа
1— 1,5 мм в отдельные дни на этом ж е участке на протяж ении неск оль­
ких километров он м ож ет достигать 4— 9 мм.
По данны м повторных триангуляций, дал ьн о м ерны х измерений в
зоне разломов происходит систематическое п равостороннее сдвигание
со средней скоростью по отдельным р а зл о м а м 1— 4 см/год, а по всей
зоне Сан-Андреас — до 5— 8 см/год (с учетом смещений при з е м л е т р я ­
сениях). Расчеты перемещений по геодезическим д анны м за 1907—
1971 гг. составляю т 3 , 2 ± 0 ,5 см/год. П р ед в ар и тел ь н ы е р езул ьтаты л а ­
зерных измерений со спутников д ля всей зоны на расстоянии 900 км
в 1978 г. п оказали правостороннее сдвигание 9,4 см/год.
Д ругие крупные зоны р азл ом ов (Н о в а я З е л а н д и я , А ляска, С у м а т ­
ра, Ц ентральн ая и М а л а я А зи я и др.) не имеют так и х д етал ь н ы х ин­
струментальных данны х за д ли тельн ы е сроки. О пределение скорости
горизонтальных движ ений по ним обычно основывается на применении
расчетных данны х с использованием геологических и геоморф ологиче­
ских данных. М ожно сд елать вывод, что современные горизонтальны е
движения изучались главны м образом в сейсмоопасных районах, имею ­
щих своеобразный р еж им тектонических движений. Д а н н ы х по м а л о ­
подвижным участкам значительно меньше.
В течение длительного времени ведутся наблю дения вдоль К р и в о ­
рожского разлом а. Современный сдвиг сов п ад ает по н ап равлен ию с докембрийским. Пункты триангуляционной сети первого и второго к л а с ­
сов в этом районе К риворож ского ж елезорудн ого бассейна испыты ваю т
горизонтальные смещения, величина которых за 20-летний период п ре­
вышает вероятные ошибки их определений. В ы я вл я ется правосторонний
сдвиг, происходящий в р еж им е сж ати я. Т р и ангуляционны е пункты в
настоящее время см ещ аю тся вдоль простирания докем брийской стр у к ­
туры. Основному К риворож ско-К рем енчугском у р а зл о м у сопутствуют
кулисообразно располож енны е вторичные структуры с хар а ктер н ы м по­
ведением векторов смещения, к а к считаю т А. Г. Б о н д а рук, К. Ф. Тяпкин и др. Определение горизонтальны х перемещений по надвигу прово­
дится на Д онбасском геодинамическом полигоне. З а период 1949—
1973 гг. выявлено перемещение со скоростью 1—2 см/год (по В. С. В е­
реда и др.).
Малый полигон Гармского геодинамического полигона п ред став ­
ляет небольшую геодезическую сеть, приуроченную к зоне контакта
Тянь-Шаня с П амиром . Здесь выявлено субмеридиональное надвигание
разломной зоны (подножие хр. П е тр а I) на Гиссарский б лок по поверх245
Рис. 82. Схема векторов скоростей горизонтальны х движений на Гармском геодинамическом полигоне. По Т. В. Гусевой, А. К. П евневу и В. И. Шевченко
/ — исходны й геодезический пункт; 2 — геодези ческ и е пункты; 3 — векторы скоростей горизонталь­
ных смещ ений; 4 — надвиги, установленны е и предполагаем ы е; 5 — крутые разрывы
Рис. 83. Располож ение чеш уйчатых надвигов и перемещений по ним на северном кры­
ле Т адж икской депрессии. По В. И. Ш евченко и др.
/ — доверхнею рское основание; 2 — верхнею рско-кайнозойские отлож ения Т адж икской депрессии;
3 — плоскости надвигов; 4 — условный маркирующий горизонт; 5 — направления перемещений по
чешуйчатым надвигам. Тонкие стрелки — соотнош ение вертикальных и горизонтальных переме­
щений
ности, н акл он ен н ой-к " горизонту примерно на 40°, со скоростью 20—
25 мм/год (рис. 82 ). К омментируя в 1980 г. эти данные, А. К. Певнев,
Н. Н. Одинев, Т. В. Гусева и др. отмечают, что принимать данное сме­
щение за д о к аза тел ь ств о сб л иж ен ия П а м и р а и Т ян ь -Ш ан я нельзя, так
как сокращ ение расстояний м е ж д у пунктами, расположенны ми в подно­
ж и я х хребтов или на их склонах, могут быть следствием гравитацион­
ного р а з д а в л и в а н и я горных массивов, а т а к ж е и более эффективного
процесса — гравитационного сползания склонов. Н а большой д еф о р м а­
ционной сети Г армского полигона пока проведено ещ е немного наблю ­
дений. В ы явлен б лок земной коры, который относительно прилегаю ­
щих к нему участков см ещ ается на несколько сантиметров в год вдоль
246
Гиссаро-Кокшанского р азл о м а , т. е. вкрест действия п ред пол агаем ы х
сж имаю щ их субгоризонтальны х напряж ений.
П оследую щ ий ан ал и з всех д ан ны х привел Т. В. Гусеву, А. К. Певнева, В. И. Ш евченко к выводу в сомнительности р ан ее данного о б ъ яс­
нения сближ ения северных поднятий хр. П е т р а I с Ю ж ны м Т ян ь-Ш анем гравитационным сползанием или «р азв ал и в ан и е м » хр. П е тр а I. Т е к ­
тонические дислокации хр. П е тр а I п р ед л а гаетс я р а с см а т р и в ат ь к а к
результат смещения меловы х — кайнозойских пород Т ад ж и к с к о й д е ­
прессии по отношению к доверхнею рском у основанию в нап равлен ии с
юга на север. П оэтом у неизбежен вывод: тектоническая структура р а с ­
сматриваемой территории, ее современные д ви ж е н и я и сейсмичность
(подавляющее количество зем летрясений приурочено к верхним 10 км
земной к о р ы ) — следствие субгоризонтального . сЖатия приблизительно
в север-северо-западном направлении вкрест простирания геологических
структур (рис. 83). В р я д ли мож но объяснить соврем енны е д ви ж ени я
за счет сб лиж ен ия Е в р ази атс к о й и Индийской литосф ерн ы х плит, т а к
как процесс чеш уйчато-надвигового перем ещ ения пластин слоистых
пород, приводящий к формированию н аб лю д аем о й тектонической ст р у к ­
туры, к возникновению зем летрясен ий и вы зы ваю щ и й современны е д в и ­
жения, дифф еренцирован по вертикали, п ро яв л яетс я по-разному на р а з ­
ных уровнях земной коры и л о кал и зу ется преимущ ественно в ее в ер х ­
ней части. Здесь происходит самостоятельное, автономное по отн о ш е­
нию к более глубоким частям земной коры тектоническое развитие.
Ранее делавш ееся предположение о перемещении И ндийской л и т осф ер­
ной плиты требует дополнительны х фактов.
Имеющиеся д анны е п озволяю т считать, что роль го ризонтальны х
движений в современной и новейшей динам ике земной коры весьма
значительна. О днако взгл яд на современны е горизонтальны е п ер ем е­
щения ка к на прео б ладаю щ ую ф орму тектонических движений, в ы с к а ­
зываемый сторонниками тектоники литосферны х плит, пока о сн ов ы в а­
ется на теоретических представлениях, а подкреп ляю щ и е эти со о б р а ­
жения факты допускаю т разное толкование.
Планетарные тектонические движения в современных перемещени­
ях земной поверхности. П р и проведении многократны х н ивелировок и
уровнемерных наблю дений у ста н а вл и в аю тся короткопериодические в е р ­
тикальные дви ж ени я с периодами приблизительно в 37 лет, 8— 9, 5—
6 лет и близкими к одному году. В отношении некоторых из этих п уль­
саций тектонических д виж ений были в ы с каза н ы соо б р аж ен и я об их
связи с надранговы ми тектоническими дви ж ени ям и. Н а р яд е геодинамических полигонов установлена годичная компонента верти кальн ы х
движений земной коры с амплитудой: до 12 мм на К рив ор ож ском п о ли ­
гоне, 18 мм на полигоне Л и ш ов (Ч С С Р ) , 30 мм — на Д онбасском . А н а ­
лиз этих и других данны х позволил установить п одвиж ны е репера, в
колебаниях которых четко видна годичная компонента с близкими ф а ­
зами и ам плитудами движ ений (рис. 84). О тм ечается особенность этих
компонент — наличие участков (подвижны х зон ), в которых ам плитуды
колебаний достигают величин, на п оряд ок п ревы ш аю щ и х средние з н а ­
чения годичных отклонений, вычисленных по р езу л ь тата м повторных
нивелировок. К а к у к а зы в ае т К. Ф. Тяпкин, и на других участках, в о з­
можно, имеют место современные вер ти кал ьн ы е д ви ж ени я, но их а м ­
плитуды настолько м алы , что четко не фиксирую тся. Р езу л ь т аты н а ­
клономерных наблю дений п оказы ваю т, что в смещениях, определяем ы х
с помощью повторных нивелировок, д о л ж н ы присутствовать и более
высокочастотные компоненты (суточные, полусуточные).
247
Рис. 84. Графики изменения
во времени превышений под­
вижных реперов относительно’
опорных на геодинамических
полигонах. По А. Г. Бонда­
руку и К. Ф. Тяпкину
Полигоны: а — Лишов (Ч С СР), 6 —
Криворожский, в — Донбасский
Ирлут
—
г—- Д птКаикяп/>■’> » *
.-■ 1>‘
196° ~ ^ уГ Г !^ ^ Б а б vшкин йh^ ’
/95б1=^ Т а н х о й ^ » 9к0рО
Рис. 85. Схема прохождения
через Б ай кал волны опускания
берегов в 1956— 1964 гг. По
В. В. Л ам акину
/ — водомерный пост; 2 — изохроны
прохож дения волн
Подробно п роан ал и зи р о в ав ш и е это явление К. Ф. Тяпкин и
А. Г. Б о н д а р у к приш ли к выводу, что колебан и я реперов с периодом,
близким к 1 году, носят .глобальный х ар а к т ер и что периодические
колеб ан и я блоков земной коры яв л яю тс я результатом приспособления
геоида к непрерывно меняю щ емуся ротационному реж им у Земли. Т а­
ким образом , проявление годичных компонент вертикальных переме248
яцений реперов, располож енны х в двух взаим но перпендикулярны х н а ­
п равлениях относительно опорного, К. Ф. Тяпкин объясняет только
влиянием «круговых» траекторий д ви ж е н и я полю са с соответствующ и­
ми периодами. О тличия в зак оном ерн остях колебаний репера в мери­
диональной плоскости по сравнению с ко л еб ан и ям и в п ерп ен ди кул я р ­
ном направлении связан ы с дополнительны м Влиянием на него годич­
ной компоненты изменения угловой скорости в р ащ е н и я Зем л и. При
этом не исключено влияние сезонных тем ператур, которые, однако, не
могут быть определяющими.
Н а м ка ж етс я п равильны м эти кол еб ан и я р ас см а тр и в ат ь к а к о т р а ­
жение надранговы х тектонических движений. П ри оценках ж е р езу л ь ­
татов повторных измерений современных д виж ений нужно учитывать
моменты времени, соответствующие одинаковым* ф а з а м годичной ко м ­
поненты.
■
’
В других рай он ах д л я р яд а участков на фоне систематических опус­
каний, например д ля Усть-Селенгинской впадины (Б а й к ал ь с к и й ри ф т),
такж е вы являю тся короткопериодические вер ти кал ьн ы е д ви ж ен и я с
иным периодом. И зучавш ий это явление В. В. Л а м а к и н выделил для
района Б а й к а л а микропульсации — сл аб ы е колебания земной коры, ко­
торые меняют зн а к через несколько лет. П о д анны м наблю дений за
уровнем оз. Б а й к а л и некоторых геодезических нивелировок выявилось,
что колебания берегов Б а й к а л а отличаю тся довольно четкой периодич­
ностью и волновым распространением в северо-западном направлении
(рис. 85). П родолж ительность микропульсаций р ав н а 8— 9 годам. В ы ­
сота волн обычно достигает 4— 6 см, но в некоторы е годы мож ет п ре­
восходить 10 см. Д л и н а волн составл яет 50— 80 км. Скорость д ви ж ени я
волн на юго-восточной стороне Б а й к а л а меньш е (4— 7 к м /го д ), чем на
северо-западной (8— 10 км /го д ), что стави тся В. В. Л а м а к и н ы м в з а в и ­
симость от мощности земной коры, где в первом сл уч ае она зн ач и те л ь ­
но больше. С уменьшением мощности коры д ви ж ени я волн у б ы с т р я ­
ются. Н абл ю д аю тся годы пониженной и повышенной подвижности з е м ­
ной коры с периодичностью в 9— 10 лет. У величение ам пли туды д в и ­
жений бай кальски х берегов приурочено к годам совпадения новолуний
и полнолуний с положением Л уны в перигее, когда увеличивается при­
л ивообразую щ ая сила. Т аким образом, современные д ви ж е н и я Б а й ­
кальской впадины связы ваю тся с лунно-солнечными п риливами в тв е р ­
дом теле Земли, определяю щ ими в ерти кал ьн ы е и горизонтальны е при­
ливные напряжения. Н есм отря на м алую величину, постоянное д ей ст­
вие этих сил непрестанно « р асш аты в ает» земную кору, особенно в мес­
тах с неоднородным геологическим строением, и м ож ет явиться «спус­
ковым крючком» в проявлении зем летрясений (рис. 86).
В. Г. Колмогоров и другие отрицательно относятся к вы водам
В. В. Л а м а к и н а о микропульсациях. Изучение влияний короткопериодических колебаний земной коры нам п р ед став л яется в аж н о й задачей .
В этом плане излож енные построения в методическом отношении
представляю т интерес. И так, в п о казани ях повторных нивелировок и
наблю дениях по футш токам без сомнения вы я вл я ется компонента и
планетарных движений, в ы р а ж е н н а я или в явной, или в з а м а с к и р о в а н ­
ной форме.
Г идрогеодеформационное поле Земли. П о р аб о там И. Г. Киссина,
Ф. И. М онахова и других давно известно, что уровень воды, т ем п е р а­
тура, химический и газовы й состав воды в с к в а ж и н а х чутко реагируют
на изменения н апряж ений в земной коре, в частности, вы зы ваю щ и е
.землетрясения. В р езу л ьтате длительных наблю дений н а д поведением
249
Рис. 86. Соотношение во времени байкальских землетрясений и
у__5 — зем летрясения: 1 — 1— I I групп М —6V2—7Чг и бол ее ( 8— 10 баллов); i — III группы М = 5—61,2
сбр осу и на платформе; 4 — эпицентры в осевой полосе и на юго-восточной стороне Байкальской
11 — сбл и ж ени я моментов Луны в перигеях с сизигиями; 7 — 0,0—0,5 ч (± 3 0 мин); 5 — 0 ,5 — 1,5 ч
полнолуния. Байкальские зем летрясения в соседн ей п олосе платформы (1—24): Киренское — К;
уровня подземных вод в с к в а ж и н а х на обширных территориях СССР
было обнаруж ено, что всего за несколько суток гидросфера из спокой­
ного состояния переходит в «возбужденное», а затем на этом участке
уровень воды в с к в а ж и н а х норм ал и зуется и «возбуждение» переходит
в см еж н ы е районы, и через некоторое врем я снова возвращ ается. Т а­
кой ритм в поведении гидросферы о хват ы ва ет многие тысячи к в а д р а т ­
ных километров. Это явление Г. С. В ар тан ян и Г. В. Куликов считают
о траж ен и ем процессов, происходящ их в недрах Земли. Там, где зем ная
кора и спы ты вает сж и м аю щ и е усилия, горные породы имеют тенден­
цию к сокращ ению , хотя и на очень небольшие величины. В с к в а ж и ­
н ах фиксируется относительный подъем уровня воды. При расш ире­
нии зе р к а л о воды в с к в а ж и н а х испыты вает обратное направление дви­
ж ени я. Это явление имеет х ар а к тер непрерывной пульсации и прояв­
л я е тся повсеместно.
Б ы л о введено новое понятие «гидрогеодеформационное поле»
(Г Г Д поле) З ем л и . Оно ох ваты ва ет всю сушу, имеет мерцательный —
«муаровы й» х ар а к т ер . В короткие промеж утки времени наблю дается
н еп реры вн ая смена н ап р яж е н и й в земной коре, деформации р а с т я ж е ­
ния сменяю тся сж ати ем . Они то появляю тся, то исчезают, разбивая
Г Г Д поле на э лем ен тарн ы е ячейки, ох ваты ваю щ и е значительные про­
странства и п ер и о д и ч еск и 'м ен яю щ и е зн ак напряжений. Р а зр ас т ан и е и
ослаб лен и е н а п р я ж е н и й м ож ет происходить с огромной скоростью
(300— 400 к м /с у т к и ). С этим- явлением связы ваю тся «мерцающие» коль­
цевые структуры, в ы я в л я ем ы е космическими снимками и аэрометодами
посредством дистанционного ан ал и за. Эти структуры на какое-то вре­
м я могут исчезнуть, а потом снова четко выявиться. Чередование на­
п р яж ени й противополож ной направленности, очевидно, способно со­
х р ан я ть или «стирать» кольцевую структуру, м еняя фототон и зо б р а ж е­
ния, зав и ся щ и й в частности от п олож ения уровня подземных вод.
И так, в земной коре имеются сл аб ы е деформации, пульсации гло­
бального х а р а к т е р а п риводящ ие к смене зн а к а н апряж енного состояния250
периодических неравенств приливообразую щ их сил. П о В. В. Л ам акин у
( 6—8 баллов); 3 — эпицентры на северо-зап адн ой стороне Байкальской впадины по О бручевскому
впадины; 5 — эпицентр точно не установлен; 6 — к олебания склонения Луны в кульминациях; 7—
(± 3 0 мин); 9 — 1,5—2,5 ч (± 3 0 мин); 10 — около 3 ч; И — несколько часов; 12 — новолуния; 13 —
Верхнеленское — Вл. П о д линейкой лет показана продолж ительность периодов зем летрясений в
дах
массивов горных пород и отдельных геоструктурных зон, которые ф и к ­
сируются режимными наблю дениям и н ад подземными водами, в ы я в л я ­
ются частыми повторными нивелировками и наблю ден и ям и над ф у т ­
штоками. В этом случае мож но говорить о проявлении над ран говы х
тектонических движений, о хваты ваю щ и х всю литосф еру Зем л и.
А нализируя современные в ерти кальн ы е д ви ж е н и я и н ап р яж енн ое
состояние массивов горных пород, мож но получить и нф орм ацию о р а з ­
ных типах перемещений: ранговых, сквозьран говы х и н ад р ан говы х и тем
самым пролить свет на слож ны й вопрос о их природе. Д л я этого не­
обходимы привлечение разн о об разн о й информ ации и комплексный ее
анализ. Современные тектонические д ви ж ен и я наследую т черты более
древнего структурного п лан а, отдельны е элем енты которого начинаю т
активизироваться часто после длительного э тап а стабильности. О д н ако
активизируется не вся р егм ати ческая сеть д еф орм аци й , ограничиваю щ их
блоки, а только н екоторая их часть
П Р И Р О Д А Т Е К Т О Н И Ч ЕС К И Х Д В И Ж Е Н И И
Ритмичность и спектры тектонических движений. А н ал и з новейших
и современных тектонических д виж ений по д анны м разн ы х методов ис­
следований позволил выявить ритмичность их про явл ен ия (рис. 87).
Эта особенность была известна и геологам и географ ам со второй по­
ловины прошлого столетия (Ф. Ю. Л евинсон-Лессинг, А. П. К а р п и н ­
ский, Ч. Л яйель, Э. Р екл ю и др.)- С ритмичностью движ ений с в я зы ­
в алась цикличность осадконакопления, тектогенеза, р ел ьеф ооб р азо вания, трансгрессии и регрессии. Н аиб ол ее крупными ритмам и (ц и к л а ­
ми) являю тся периоды длительностью в 650 млн. лет, соответствующ ие
неохрону (А. Н. М азарович, Н. С. Ш атский, В. Е. Хайн) или неогею
(Г. Ш тилле).
Геологическими методами уста н а вл и в аю тся крупные ритмы текто ­
нических движений, которые оцениваю тся примерно в 150— 200 млн. лет
251
Неотектонический эт ап
Рис. 87. Морфоциклическаякривая для юго-восточной:
части Русской равнины, от­
раж аю щ ая амплитуды эро­
зионных врезов и мощно­
сти отложений. П о Ю. АМ ещ ерякову
и соответствуют бай кальской , каледонской, герцинской, киммерийской и
альпийской ц и к л а м складчатости. П омимо них вы деляю тся менее про­
д олж ительн ы е, в среднем 30— 40 млн. лет, в стратиграфической шкалеотвечаю щ ие понятию геологической системы. Н а б л ю д аю тся ритмы ме­
нее п родолж и тельн ы е, у к л ад ы в а ю щ и еся в границы ярусов, горизонтов
и зон и соответствующ ие по времени 4— 6, 0,8— 1 млн. лет и менее, ус­
т ан ав л и в а ем ы е по циклическому (ритмическому) строению осадочных
толщ и р яд у геологических и геоморфологических признаков, Н. Б. Вассоевичем и другими д ел ал и сь попытки определить ритмичность про­
д олж ител ьн о стью в 500— 1000 лет.
Все ритмы д виж ений н а к л а д ы в а ю т с я один на другой, интегрируют
во времени и в пространстве и в целом созд аю т очень сложную карти­
ну спектра движ ений. Графически они строятся по-разному. М орфоцик­
л и ч ес к ая к р и в а я на рис. 88 о т р а ж а е т периоды выравнивания рельефа
и его расчленение и н агл яд но п оказы в ает ритмический хар актер тек­
тонических дви ж ени й Восточно-Европейской платф ормы в мезозое—
кайнозое. В ы я вл я ется усиление ам плитуды поднятий в неотектонический этап и постепенное нарастаниеэтих движений, су м м ар н ая амплитуда
Нм
которых за этот период составила.
400 м. А налогичные кривые составле­
ны и д ля других геоструктурных о б л а ­
стей (см. рис. 88). Трудность з а к л ю ч а­
ется в сложности движений, которыеиспы ты вает к а ж д а я точка земной по­
верхности, в налож ении одновременно
действую щ их д виж ений разны х а м ­
плитуд, периодов и зн ака, проявляю ­
щ ихся с разной продолжительностью*
и создаю щ их разны й эффект, о т р а ж а ­
ю щийся в геологических р азр езах, тек­
тонических д еф орм аци ях и их в ы р а ж е ­
нии в рельефе земной поверхности.
Ритмичность
неотектонических
.дви ж ен и й проявляется в различных
геоструктурных областях, происходит
„
„
„ .
их наложение, интерференция, в реРис. 88. М орфоциклические кривые
r
г
о
t?
iKii
»о
зуJ л ьтате чего они или усиливаются,J’
1, — Восточно-Европейская;
2о — г'
Сибирская;
— Ю жно-Африканская; 4 — области рифили ослабеваю т. Б олее мелкие циклы
т 0генесианклинальн 0йй 0б л ^ г к а в ^ з эапиге0'
неотектонического этап а имеют про252
должительность п о р яд к а 5— 10 млн. л ет и х ара ктер и зу ю тся высокими
темпами поднятий, ам плитуды которых местами п ревы ш аю т ам плитуды
опусканий. В целом при сравнении м акр оц иклов во времени намечается
очевидная тенденция к нарастан ию поднятий,- которая просл еж и вается
в течение всего альпийского э тап а развития.
Более п одробная картин а ритмичного п р о яв л ен и я тектонических
движений д ля платф орменны х областей С С С Р п о к аза н а на рис. 891
[41 и др.]. Б ы л а о б н аруж ен а генетическая связь неотектонических д ви ­
жений с процессами денудации, седиментации, ф орм ированием и р а з ­
витием рельефа. В ы деляю тся несколько крупных ритмов движений.
Д ля большей части территории х ар актерн о м акси м ал ьн о е п р ояв л ен и е
поднятий, в основном соответствующ их второй половине оли.гоцена и
миоцена. Эти д ви ж ен и я диф ф ер ен ц ир овал и сь по новейшим структурны м
элементам, имевшим р азличны е тенденции развития. В следую щ ий
этап, соответствующий в основном плиоцену, п р е о б л а д а л а тенденция
к отрицательным движ ениям , что со п ро вож д ал ось гидрократическим
перемещением береговой линии. Д в и ж е н и я ' осл о ж н ял и сь ритмам и бо­
лее высоких порядков с меньшей ам плитудой и периодами. П осле этого
снова стали п р еоб ладать поднятия, отвечаю щ ие в основном плейсто­
цену. И х проявление ещ е не ком пенсировало сум м арн ы х опусканий
предыдущего этап а. Эта ф а з а р ас п а д а ет ся на р яд более мелких ритмов
с более короткими периодами и меньшими ам пл и тудам и тектонических
движений, отразивш ихся в чередовании этап ов эрозии и аккум ул яц и и
в речных долинах. С поднятиями в основном с в я за н а и регрессия север­
ных морей, происходящих неодинаково и неравномерно в рай он ах р а з ­
ных новейших структурных форм с разной геологической историей.
На д виж ения земной коры, диф ф ерен ц ир овавш и еся по стру ктур ­
ным элементам, н ак л ад ы в ал и с ь эвстатические ко л еб ан и я М ирового
океана, что со зд ав ал о слож ную картину д л я расш иф ровки. Р а зл и ч и е
в географическом распределении комплекса у к а зан н ы х вы ш е ф акторов,
связанных т а к ж е с разно про явл яю щ и м и ся геофизическими п роцесса­
ми, привело к обособлению двух геоморфологических типов равнинных
областей материковых п латф орм — низких и высоких. К рупны е ритмы
движений наблю даю тся более или менее одновременно на больших
территориях. Они приводили к крупнейшим изменениям ф и зи ко-гео гра­
фической обстановки, обли ка р ел ь еф а страны и т. п., которы е с к а з ы в а ­
лись на всех элем ен тах географического л а н д ш а ф т а ; м елкие ритмы д е ­
тализировали крупные черты в развитии рельеф а, п р о яв л яяс ь п о -р аз­
ному в разны х неотектонических структурах.
Примером могут служ и ть ритмичные д ви ж е н и я в голоцене С к а н ­
динавии и П ри м орья на Д а л ь н е м Востоке. К рупны е ритмы могут быть
связаны с планетарны ми движ ениям и, мелкие — с подкоровыми и коровыми; однако и те, и другие могут иметь глобальны й х ар а к т ер . Н е ­
которые ритмы движений, ф иксирую щ иеся в формировании основных
поверхностей вы равн и вани я и террасовы х уровней, о казы в аю тся общ и ­
ми для разных континентов и о т р а ж а ю т о б щ еп л ан ета рн ы е зак о н о м ер ­
ности их проявления.
Д л я изучения вековых движ ений И. В. К ал аш ни ковой , В. А. М а г ­
ницким и др. прим енялся сп ектральн ы й ан ал и з. П утем гармонического
анализа устанавл и вал ись закономерности в периодичности р ас п р о с тр а­
нения вековых движений. И сслед овани я проводились ка к в п л а т ф о р ­
менных, т а к и высокоподвижных о бластях, что позволило в конечном
итоге выявить некоторую степень их упорядоченности. В подвижных
253
И е о г е н
М иоцен
в
в-
Плиоцен
Антропоген
Плейстоц ен
голоцен
Преоблада­
ние положи­
те л ьн ы х ' П р ео б лад айте от
д&ижечий
рицательных. лви^’е-^
Преобладание
положительных
движений
е-
М опекая т а з а
|континенталь_ __________ _____________| н а я ф а з а
^к
5и ?о)
а> £
zf о
оq
Q. н
сг о
Рис. 89. Зависимость развития рельефа от проявлений тектонических
движений и рельефообразующих процессов:
I — для Восточно-Европейской платформы; II — для Сибирской платформы;
I I I — для Западно-Сибирской плиты. 1 — элювий обломочный; 2 — элювий хи­
мический; 3 — гравитационные отложения; 4 — аллювиальные отложения; 5 —
отложения конусов выноса; 6 — делювиальные отложения; 7 — морские ингрессионные отложения; 8 - - вулканогенные отложения; 9 — ледниковые отло­
жения; 10 — солифлюкционные отложения: 1 — аккумулятивные отложения
новейшего этапа; 2 — коренные породы
Вибрационные движения
Веко вы е движения
Микро-, ультрам и кр озем летр ясен и я
Обы чны е сейсм ические волны
Долгопериодные сейсм ические
волны (больш ие зем летрясен и я)
со Ю‘
Свободны е колебания Зем ли
С ейсм ологический диапазон
Разло м ы , со зд аваем ы е зем летрясен и ям и , и
д ругие сей см и чески е деформации поверхн о сти '
—
З е м н ы е приливы
10‘
--1,0
Геодезический* диапазон
10*
=
оt
Геоморфологический диапазон
и
а
ш
Гео ло ги чески й диапазон
-
10*
Рис. 90. Временные диапазоны проявлений движений разны х типов, изучаю щ иеся р аз­
личными дисциплинами. По К. К асахар а
областях эти д ви ж ени я и их спектральны й состав о к а за л и с ь более д и ф ­
ференцированы в пространстве, чем в платф орменны х. К а к следствие
этого, градиент скорости движ ений в первом случае существенно боль­
ше. Н а платф о рм ах наиболее в ы р а ж ен ы длинные волны, в подвиж ны х
зонах — короткие, все у к а з ы в а е т на более дробны й х а р а к т е р движ ений
в подвижных областях.
Бы л проведен опыт по установлению волн определенной длины в
спектрах современных вертикальны х д ви ж ени й Восточно-Европейской
и Североамериканской п латф орм . К а к правило, установлены волны
длиной в 630, 300, 210, 170, 130, 100, 80 и 65— 5^ км. Определенными
методами вы явл яется и ск р ы тая периодичность современных в е р т и к а л ь ­
ных движений с дли н ам и волн, близкими к х ар а к тер н ы м д л и н ам волн
спектра.
С кинематической точки зрен и я спектр современных дви ж ени й д о ­
статочно широк — от относительно высокочастотных, возникаю щ их в
результате сейсмических толчков, до весьма длиннопериодных, д л я ­
щихся сотни, тысячи и десятки ты сяч лет, которые н азы ва ю т вековыми.
Все они изучаю тся р азличны м и дисциплинами (рис. 90). Современные
вековые д ви ж ени я п ред став л яю т длинноволновую часть спектра совре­
менных движений вообщ е и вместе с этим о б р азую т коротковолновую
часть спектра движ ений неотектонических, которые д л я тс я миллионы
лет и вызы ваю тся столь ж е длительно разв и ваю щ и м и ся внутренними
и планетарными процессами. П ри изучении вековых д виж ений н ельзя
заранее сказать, будет ли природа р азн ы х частей всего спектра д в и ж е ­
ний одинаковой, или их вы зы ваю т разл и чн ы е причины. Ч а щ е всего'
они полигенетические, определяю щ иеся чрезвычайно большим разнооб255
Рис. 91. Соотношение спектров современных и более древних тектонических движений:
Ритмы тектонических движений: 1 — м лрд. лет (на их ф оне проявляются и более короткие рит­
мы); 2 — сотни млн. лет; 3 — десятки млн. лет; 4 — единицы млн. лет; 5 — десятки тыс. лет; 6 —
сотни лет; 7 — годы , месяцы; 8 — сутки, часы; 9 — секунды , их доли. М етоды выявления: I —
планетологические, историко-геологические; 2—3 — преимущ ественно историко-геологические; 4—5 —
преимущ ественно геолого-геоморф ологические; 6 — преимущ ественно историко-археологические; 7—
9 — различные инструментальны е (геодези ческ и е, сейсмические и др.)
р ази ем поверхностных, глубинных и план етарн ы х явлений, сумма ко­
торы х и созд ает ранговые сквозьранговы е и надранговы е движения.
В современных д ви ж ен и ях функционирую т тектодинамические си­
стемы разны х рангов. С к а ж д ы м переходом на более высокий ранг
о б н а р у ж и в а ю т с я процессы более мелкого порядка, действие которых
происходит в более короткий п р ом еж уток времени и в более ограничен­
ной части пространства (рис. 91). Этим объясняется н алож ение текто­
нических движ ений разных, ам пли туд и длин волн друг на друга, кото­
рые в итоге об р азую т очень слож н ы й спектр колебательны х движений.
П ерем ещ ен ия, в ы я вл я ем ы е геодезическими методами, отвечаю т колеба­
ниям более высокого п ор яд ка с меньшим периодом и сравнительно
м а лой амплитудой. И н струм ен тальн ы е дан ны е показы ваю т, что и они
состоят из ещ е более высокочастотных колебаний с периодами в сутки,
часы, секунды и их. доли (землетрясения, свободные колебания Земли,
зем ны е приливы, пульсаций-и' д р . ) . Это к а к бы «микроструктура» коле­
бательны х движений. Н еин струм ен тальн ы е ж е методы выявляют
«структуру» д виж ений систем более низких рангов. Вот почему можно
у тв ер ж д ать , что лю бые' современны е тектонические движения опреде­
л яю т с я сл ож н ы м н ал ож ен и ем кратковременны х составляю щ их, вплоть
до сейсмических пульсаций, причинно-следственные связи которых име­
ют вероятностный х ар а к т ер на которые н ак л ад ы в аю тся долговремен­
ные составляю щ и е движений. Д л я короткого отрезка времени в 104 лет
256
■с использованием геодезических, геологических и геоморфологических
методов спектр движ ений вы гл яди т достаточно слож ны м, но все ж е он
крайне упрощен по сравнению с действительной картиной (см. рис. 91).
Скорость, градиенты скорости современных и новейших вертикаль­
ных тектонических движений. По д ан ны м о перем ещ ениях земной по­
верхности, выявленны х при помощи и нструментальны х методов для
Восточной Европы, составлены специальны е карты. В основу их поло­
жены уровенные наблю дения посредством морёограф ов и футштоков;
геодезические, за период наблю дений в 50— 75 лет с.ур ав н и в ан и ем этих
данных по полигонам, которое проводилось, без учета геоструктурных
областей, имеющих различны й эндогенный реж им ; геолого-геоморфологические данные, позволившие д а т ь оценку устойчивости реперов и
провести изолинии равных скоростей д виж ений с учетом м орф о стр ук­
турного ан ал и за. В целом к а рты о т р а ж а ю т интенсивность и н а п р а в л е н ­
ность современных верти кальн ы х движений. Н аиб ол ьш его доверия з а ­
служ иваю т
к а рта
1979 г. К ар п а т о -Б а л к а н с к о г о региона м-ба
1 : 1 ООО ООО, составлен ная Я. В анко, Т. В ы ж иковским, М. В иссарионом
и др., и карты Балти й ского щ ита р азн ы х м асш табов.
Балтийский кристаллический щ ит испыты вает сводовое поднятие
со скоростью 8 ч - 10 мм/год. Д ли тел ь н ы м и наблю ден и ям и установлено,
что в пределах С кандинавии современные д ви ж ен и я п роявляю тся
крайне неравномерно, в виде м озаики разд ро б л ен ны х глыб, отдельны е
части которых см ещ аю тся скачкообразно, часто резко отли чаясь по
характеру дви ж ени я от соседних глыб. О д н ако б о ль ш а я часть этих
разрозненных движ ений через некоторое врем я компенсируют д руг д ру га
и создают эф ф ект сложного общего сводообразного поднятия. С р ав н и ­
тельно медленное поднятие земной коры врем енам и сменялось более
интенсивным, но т а к ж е кратковременны м, приуроченным к строго оп­
ределенным зонам, которые в своих очертаниях ок а зы в аю тс я тесно
связанными с региональными структурными элем ен там и субстрата.
В пределах выходов на поверхность или неглубокого зал е га н и я
фундамента в п ределах Б ал ти й ского щ ита и его о б р ам л ен и я в ы я в л я ­
ются поднятия. В то ж е врем я н а б л ю д а е м а я ди ф ф ерен ц и ац и я скорости
современных вертикальны х дви ж ени й земной коры хорош о согласуется
с расчлененностью по глубине р а з д е л а М. С о кр ащ ен ие мощности в ы ­
зы вает соответствующее уменьшение темпа их д ви ж ени й и д а ж е и зм е­
нение зн ака. В п ределах северной части В осточно-Европейской п л а т ­
формы и д ля молодой эпипалеозойской п латф о рм ы Ц е н тр аль н ой Е в р о ­
пы наибольш ие отри цательны е скорости приурочены к структурам с
глубоким залож ени ем фундам ента. Н а х ар а к тер перем ещ ения земной
поверхности влияет мощность осадочного чехла. С труктуры Чеш ского
кристаллического м ассива в основном х ара ктер и зу ю тся стабильны м по­
ложением или слабы м поднятием. К а к у к а зы в а ю т В. И. Сомов и
И. Ш. Р ахи м о в а, депрессия поверхности М здесь почти строго соответ­
ствует увеличению интенсивности поднятий.
Н аиболее интенсивные д иф ф ерен ц ирован н ы е д ви ж е н и я н а б л ю д а ­
ются в пределах горных сооружений. В отдельны х местах К арпатскоБалканской дуги поднятия достигаю т + 8 мм/год. М а к си м ал ь н ы е ско­
рости поднятий (до + 3 мм/год) приурочены к северо-восточному ск л о ­
ну советской и румынской частей Восточных К ар п ат. М и зий ская п л а т ­
форма испытывает опускания до — 1 мм/год. Все внутренние структу­
ры К ар п ат характери зую тся сл аб ы м поднятием (до + 1 м м /го д ), пере­
ходящим на юге (П аннонский массив) и за п а д е (М а л а я В енгерская
впадина) в зону опусканий (до — 1 м м /год ). О п ускан ия фиксирую тся
17 З а к . 309
257
в сейсмоактивном районе В ранча на территории Румынии (до
— 2 м м /го д ). И нтенсивные опускания (до — 3 мм/год) испытывает Вард о р ск а я зона М акедонии, о х в а т ы в а ю щ а я юг Болгарии и смежные
районы Ю гославии (в том числе и г. С копле). Б у р гас ска я впадина
опускается со скоростью — 1 мм/год. Д овольно резко проявляется диф ­
ференц и ац и я интенсивности и направленности современных вертикаль­
ных деф о рм аци й в Д и н а р и д а х ( + 1 ---- ЬЗ мм /год). Мегантиклинорий
С т а р а -П л а н и н а в Б о л гар и и испыты вает поднятия со скоростью J —
2 мм/год, в которые о ка за л и с ь втянуты ми В ерхнеф ракийская впадина,
Р одопский (до + 4 м м /го д ), а т а к ж е М акедонский (до + 2 мм/год) м а с­
сивы. П о д анны м Ю. Д . Б у л а н ж е , В. И. Сомова, И. Ш. Рахимовой,
Д . А. Л и ли ен б ерга и др., д иф ф ерен ц ирован н ы е дви ж ени я испытывают
К ры м ски е горы, у н асл ед ую щ и е молодые тектонические движения. М а к ­
симальны е скорости приурочены к Главной, Внутренней и Внешней
горным гряд ам . Северный склон м егантиклинория и Ю жный берег
К ры м а характер и зу ю т ся меньшими скоростями воздыманий или опус­
каний. В п р ед ел ах Б о льш ого К а в к а з а , изученного слабее, фиксируются
поднятия до 10— 13чм м /ш д и более. Н а Черноморском побережье они
см еняю тся местами до значительных опусканий. Всюду проявляю тся
сопряж енны е поднятиям опускания с м аксим альны м и величинами от
— 12 до + 1 3 , 5 м м /год и более.
Во всех основных геоструктурных элем ен тах Восточной Европы,
к а к в платф орменны х, т а к и орогенных областях, установлены гори­
зон тал ьны е дви ж ени я. Н апри м ер, линейно-угловые измерения, выпол­
ненные в дол ь дуги К ар п ат, вы яви ли перем ещ ение горного сооружения
в сторону П ре д к ар п атск о го передового прогиба. Горный Крым надви­
гается на впадину Ч ерного моря. В п латф орм енны х областях горизон­
тал ьн ы е п ерем ещ ения хорош о сопоставимы с расположением разломов.
В р я д е зон р азл о м н ы х наруш ений п р ео б ладаю т р астяж ени я и т. д.
С истематические, часто повторяемы е высокоточные нивелировки
на геодинамических полигонах в подвижных об ластях позволили вы ­
явить д л я района г. А лм а-А та в ерти кальн ы е движения, достигающие
100 м м/год и более. В некоторых случ аях эти скорости сохраняю тся
многие годы и их вари ац и и не превосходят первых миллиметров в год.
Ч а щ е н аб л ю д аю тс я средние скорости в 10— 15 мм/год, варьирую щ ие по
месяцам.
Н а Г арм ском полигоне заф и ксиро ваны устойчивые вертикальные
движ ения, разн ы е по величине. М естами д ва репера, находящиеся на
расстоянии 6 м д р у г от друга, п о казы в аю т разн ы е скорости верти каль­
ных движ ений: один 2 мм/год, другой ~ 1 5 мм/год, что можно объяс­
нить самостоятельны ми д ви ж ен и ям и двух см ежны х блоков. Д л я ряда
полигонов в сейсмических об ла стя х н аб лю д ае тся заметное увеличение
скоростей верти кал ьн ы х дви ж ени й земной коры перед землетрясением
и резкое их у м еньш ени е'п осл е зем летрясения.
О тм ечается р а зл и ч н а я средняя скорость вертикальных движений
в зависимости от- п родолж ительности времени, которое мы используем
д ля подсчета. Э та-зави си м ость видна из табл. 5.
В таб л . 5 видно, что современные медленные тектонические д в и ­
ж ен и я о ка зы в аю т с я на несколько порядков больше раннеголоценовых
и неотектонических. Такое несоответствие порядков величины скоро­
стей современных д виж ений и скоростей за геологические отрезки вре­
мени М. В. Гзовским было н азв ан о «парадоксом скоростей». Чем древ­
нее р ас см а т р и в ае м ы е д ви ж ен и я и чем больший интервал времени
берется д л я расчета, тем меньше скорости д виж ений в сравнении со
258
Таблица
5
Зависимость средней скорости вертикальных движ ений
от продолж ительности подсчета
Средняя 'скорость,
ЛМ/ГОД
Интервал времени, годы
i: 'I
в подвиж ных областях
(pui-MoX
1— 10
1
О
1
0
н
103
1 0 -1
1
ю 7
1 0 -3
1 0 -2
скоростями современных медленных движений. Хаким о бразом , в ы я в ­
ляется, что средняя величина скорости современных движений, а тем
самым и средняя величина гради ен та скорости, верти кал ьн ы х д в и ж е ­
ний зависит в значительной мере от п родолж ительности времени ос­
реднения и применяемых методов наблю дений (табл. 6).
Качественное объяснение такой зависимости очень просто. У ста­
новлено, что скорость тектонических д виж ений во времени всегда не­
равномерна. В ычисляя средние значения гради ен та д ля р азли чн ы х по
продолжительности п ромеж утков времени, можно установить, в какой
мере реж им движений стабилен или изменчив в исследуемом районе.
При общей постоянной направленности дли тельн ы е д ви ж ени я нередко
не только зам ед ляю тся или ускоряю тся, но на некоторое время д а ж е
изменяют зн ак на обратный. П оэтом у чем короче рассм атриваем ы й
промежуток времени, тем больше средние скорости тектонических д в и ­
жений для него отмечаются. Чем короче в рем я осреднения, тем точнее
величина градиента. О д н ако так и е данны е, ка к у к а з ы в а л М. В. Гзовский, можно р аспространять на будущ ее время, л иш ь соизмерим ое с
временем осреднения. Р езу л ьтаты , полученные при больш ом времени
осреднения, важ н ы д л я долгосрочных прогнозов.
Н а рис. 92 приведены графики зависимости скорости в е р т и к а л ь ­
ных движений от продолжительности времени осреднения по р а з л и ч ­
ным данным. Необходимо отметить, что выборка значений скорости д ви ­
жений требует большой скрупулезности и учета ран га тех структурных
форм, которые они о то б р аж а ю т, что не всегда д ел ает ся [51]. Осредненные скорости современных движ ений постепенно ум еньш аю тся на
протяжении неотектонического этапа, значительно изм ен яясь на грани
107— 108 лет. Такой скачок действительно о т р а ж а е т усиление тектони­
ческой подвижности (см. табл. 6).
Таблица
6
Зависимость величин средних скоростей вертикальных движений
от продолж ительности времени осреднения и м етодов наблюдений.
По М. В. Гзовскому, Ю. А. М ещ ерякову, А. Е. О стровскому
Средние величины градиента скорости, го д ’ 1
Интервал времени (годы), метод наблюдений
на платф ормах
0— 10
По данным наклонномерных наблюдений
| в подвиж ных областях
Д о 1 0 -6
Д о 1 0 -4
ю -8
ю -7
Д о 3 - 1 0 - 10
До М О -8
10— 10 2
По геодезическим наблюдениям
107
По геолого-геоморфологическим
наблюдениям
17*
259
Н а всех действующих полигонах и
по отдельны м линиям нивелирования в ы ­
явл ен а неравномерность скоростей со­
временных перемещений земной поверх­
ности в пространстве и во времени. Она
в ы я вл я ется и при ан али зе показателей
уровнемерны х пунктов и футштоков на
Черном, Б ал ти й ском и других морях.
При этом о б н а руж и ва ется изменение не
только скорости, но и зн ака вер ти кал ь ­
ных дви ж ени й побережья. По данным
многих линий повторного нивелирования
у стан авл и в ается периодичности кол еб а­
ний вер ти кал ьн ы х движ ений в разных
странах. Впервые она в ы явлена в Япо­
нии. Н еравном ерн ость смещений во вре­
мени по данны м частых опросов (до 10'
раз в год) отмечается и д л я Гармского
Рис. 92. Зависимости скорости
полигона.
вертикальны х тектонических дви ­
И зм ен ен ия скорости, а местами и
жений
(у) и средней величины
зн ака д виж ений особенно часто в ы я в л я ­
градиента скорости вертикальных
движ ений от продолжительности
ются д ля подви ж н ы х сейсмоактивных
времени осреднения (t ). По М. В.
районов.
Пульсационно-колебательный
Гзовскому
хара
ктер
дви
ж ени й отмечается и д ля ус­
А — по данным наклономерны х наблю ­
тойчивых платф орменны х областей. Д л я
дений; Б — по геодезическим данным;
В — по
геолого-геоморф ологическим
района Украинского щ ита по резу л ь та­
данным. А, Б, В — для мобильных;
А', Б', В' — для стабильны х областей
там 10-летних наблюдений современных
верти кал ьн ы х движений, имеющих сред­
нюю скорость от 0 до 3— 4 мм/год, установлено, что различные блоки
испыты ваю т активи зац ии с периодом в 5 лет. В п ределах П рикаспий­
ской впадины л о кал ь н ы е п олож ительн ы е структуры, испытывающие бо­
лее интенсивные дви ж ени я, хар а к тер и зу ю тся современными поднятия­
ми т а к ж е переменной скорости (— 0,8 мм/год, -(-4,0 мм/год).
Н екоторы е исследователи с осторож ностью судят о колебательном
х а р а к тер е современных движений, у стан авл и в аем ом по геодезическим
данным. П о району Ф енноскандии и прилегаю щ им участкам X. Сильдвээ и А. М ийдл не н ах о д ят геодезических м атериалов, которые безого­
ворочно д о к а зы в а л и бы сущ ествование т ак и х движений. По их мнению,
ка ж у щ и ес я перемены знака- движений, возможно, вызваны экзогенны­
ми процессами, ош ибкам и, н ивелирования и другими причинами. Оче­
видно, все это имеет место, но тем не менее бесспорно, что различные
блоки земной коры к а к в подвиж ных, т а к и в устойчивых областях в е­
дут себя по-разному. Н апри м ер, на П ляви нском геодинамическом поли­
гоне ( Л а т в С С Р ) , Э. К. И ндриксон путем многократного повторного
нивелирования определил, что .одни и те ж е реперы в течение несколь­
ких л ет меняю т интенсивность и д а ж е н ап р авл ен ие движений. М ат е­
ри ал ы многократны-х геодезических измерений вкрест разры вны х де­
ф орм аци й разного ран га' к а к в подвижных, т а к и п латформенны х об­
л аст я х п о казы ваю т наличие колебательн ы х движений. Они хорошо до­
кументирую тся, но не могут быть объяснены ни экзогенными процес­
сами, ни гидрометеорологическими факторами. Установлено, что ско­
рости современных д виж ений ло кал ьн ы х структур в подвижных о б л а ­
стях вы ш е скоростей региональны х (фоновых) движений. Соответствен­
но последние на 0,5— 2,0 п о ряд ка выше тех ж е значений в устойчивых
260
областях и достигают нескольких десятков и д а ж е сотен миллиметров
в год.
Сопоставление современных движ ений земной поверхности с гео­
логической структурой д л я многих участков и с гипсометрией рельефа
земной поверхности тех ж е районов п о казы в ает их согласованность.
Для многих территорий подвижных областей
(К ав к а з, Тянь-Ш ань,
Прибайкалье и др.) наибольш ие скорост-и современных движ ений отно­
сятся к наиболее высоким у ч асткам дневной поверхности или к н аи бо­
лее прогибаю щ имся впадинам. В ы явл яется зак о н о м ер н ая связь меж ду
общей направленностью современных дви ж ени й и геологическими
структурами. Скорости оказы ваю тся большими в п р ед ел ах ан ти кл и ­
нальных структур и меньшими — в синклинальных. Б ы л сделан вывод,
что во многих районах современные д ви ж ен и я п р о яв л яю тся у н а с л е ­
дованно, совпадая, в частности, по зн аку с п р оявлениям и новейших
(четвертичных, голоценовых) движений: п олож ительн ы е структуры под­
нимаются интенсивнее, отрицательны е структуры имеют ч ащ е всего
абсолютную отрицательную н аправленность -движений. О д н ако к а к в
подвижных, т а к и в п латф орм енны х об ластях местами в ы я в л я ется не­
совпадение скоростей и направленности современных движ ений с осо­
бенностями тектонических структур. Д л я зап ад н ой половины европей­
ской части С С С Р прямое соответствие м е ж д у геоструктурными э лем ен ­
тами и знаком современных д виж ений н аб лю д ае тся на п лощ ад и при­
мерно более 70 %. Д л я отдельных территорий и геодезических п роф и­
лей в разны х районах коэффициент корреляции м е ж д у геологической
структурой и современными дви ж ени ям и достигает 0,82— 0,90 [32].
Наличие несогласованных современных д виж ений со структурой и
рельефом местности находит объяснение п р еж д е всего в периодичности
колебаний современных движений. Д л я к а ж д о й эпохи геодезических
измерений нивелирной сети, уч иты вая больш ие скорости современных
движений, мож ет выявиться несогласованность направлений, скоростей
движений с особенностями морфоструктур. П о п ы тка Т. П. Корокиной
привести карты современных верти кальн ы х д ви ж ени й Восточной Е в р о ­
пы к одной геодезической эпохе п о к а за л а различную достоверность
ее в разных участках. А т а к к а к к а р та обоснована неравномерны м
расположением линий повторного нивелирования, д ля значительных
территорий имеет место почти п олн ая несогласованность современных
и новейших движений, что находит свое объяснение в принятой мето­
дике. В ряде случаев, хотя связь скоростей и зн а к а современных тек ­
тонических движений с м орфоструктурам и и не яв л яе т ся исчерп ы ваю ­
щей, они могут р ас см а тр и в ать ся к а к непосредственное продолж ение
движений неотектонического этапа.
Обзорные карты новейших тектонических движ ений п оказы ваю т
повсеместность и неравномерность п роявлен ия верти кал ьн ы х движ ений
как на континентах, т а к и на дне акваторий. П р и н я т а я методика со­
ставления таких ка р т о т р а ж а е т глобальн ы й о хват ими глубоких недр
планеты и законом ерное распространение на поверхности литосферы.
Это основной вывод в геологии, который н ельзя и гнорировать в лю бых
теоретических построениях. В пред ел ах планеты вы я вл я ется большой
размах вертикальных движений, достигаю щ ий 20— 22 км. И стинная
величина суммарных перемещений не мож ет быть точно установлена
из-за трудности учета денудационного среза. Но перем ещ ения большой
амплитуды д олж ны были бы привести к столь зн ачительн ы м н ар у ш е­
ниям изостатического равновесия, что не могли бы быть ком пенсирова­
ны ни погружением подошвы земной коры в мантию, ни разуп л отн ен и ­
261
ем верхов мантии. В ерти кал ьн ы е д ви ж ени я неотектонического этапа
играю т ведущую роль в образован ии р яд а геоструктурных элементов
земной коры, наприм ер в о б л а стя х орогенеза.
Г ори зонтальн ы е неотектонические д ви ж ен и я отчетливо документи­
руются во многих у ч астк ах континентов и океанов. О днако в большин­
стве случаев установление крупных ам плитуд так их перемещений (бо­
лее тысячи километров) д л я позднего кайнозоя ка к в пределах лито­
сферы, т а к и в разн ы х горизонтах верхней мантии пока основывается
главны м об р азо м на теоретическом кредо исследователей, не учитыва­
ет зак о н а взаи м освязи и взаимообусловленности явлений. Особенно
спорно допущ ение горизонтальны х перемещений в зонах субдукции,
на что н еоднократно о б р ащ а л о с ь внимание. К р ом е того такое зак л ю ­
чение часто не уч иты вает соотношений вертикальны х и горизонталь­
ных дви ж ени й у структур разного ранга, св язанны х с разными тектодинамическими системами [46].
Д л я территории С С С Р
Н. И. Н и колаевы м , Г. А. Шенкаревой,
И. Е. С идоровым и П. Н. Н и ко л аевы м были построены карты средних
градиентов скорости вер ти кал ьн ы х д виж ений разны х масштабов. З н а ­
чения градиентов скорости в ряде случаев более точны, чем данные о
скоростях тектонических движений, т а к к а к при их вычислении снима­
ются некоторые местные факторы , о тр аж аю щ и ес я на величине скоро­
сти и и с к а ж аю щ и е ее (эвстатические колебания океанического уровня
и д р.). К арты градиентов хар а кт ер и зу ю т п лощ адную картину деф ор­
со скоростями д еф орм аци и внутри земной коры и касательным и н ап ря­
ж енное состояние земной коры. Н а б л ю д а е м а я величина градиента ско­
рости тектонических д виж ений с в я за н а определенными соотношениями
со скоростями д еф орм аци и внутри земной коры и касательны м и н ап ря­
ж ен и ям и Тмакс (кг/см2), а т а к ж е с вычислениями коэффициентов в я з ­
кости коры т] ОД П а - с . П. Н. К ропоткин и М. В. Гзовский делали
попытки определить энергию тектонических процессов. Выявлено, что
деятельность человека (крупные атом ны е электростанции, гидроэлек­
тростанции и т. п.) в н астоящ ее врем я становится соизмеримой с энер­
гией тектонических процессов.
Свойства тектонических движений. Тектонические движ ения, п рояв­
ляю щ и еся в самы й последний отрезок геологического времени, н а д е ж ­
но у ста н а вл и в аю тся ш ироким комплексом исследований. Они сопровож­
д аю тся деф ор м аци ям и, изменением геофизического строения и глубо­
кими п рео б р азован иям и всей земной поверхности. Несомненно вы явле­
на повсеместность и неравномерность неотектонических движений как
на континентах, т а к и на' дне акваторий. Проявление их глобально.
О бъед и няет их ритмичность верти кальн ы х движений, что находит от­
раж е н и е в р ел ь еф е зем н о й поверхности, особенностях геологических
разр езов новейших отложений, в том числе плейстоценовых и голоце­
новых.
П р и р о д а неотектонических д виж ений р азны х категорий (ранговых,
сквозьранговых и йадранговы х) зависит от космических, планетарных,
внутриземных, внешних, процессов, их взаимодействий, от техногенной
деятельности человека,, м а сш т а б а исследуемого объекта, функциониро­
вания р азли чн ы х м еханизм ов деформации. Р егиональный м атериал по
новейшим тектоническим, д ви ж ени ям свидетельствует о глубокой связи
главнейш их неотектонических структур с глубинными тектоническими
процессами. В. В. Белоусовы м, А. А. Борисовым, Н. А. Беляевским,
Р. М. Д еменицкой, П. Н. Кропоткиным и др. была установлена корре­
л я т и в н а я и ф ун кц и о н ал ь н ая связь м еж д у интенсивностью и н ап рав л ен ­
262
ностью новейших тектонических движ ений с рельефом земной поверх­
ности, гравитационным полем в редукции Буге, мощностью земной ко­
ры, положением границы М и другими п арам етрам и . Б ы ло выявлено,
что тенденции изменения рельефа земной поверхности, связан ны е с оп­
ределенной направленностью и интенсивностью тектонических д в и ж е ­
ний, даю т представление и о направленности' глубинных процессов,
протекающих в земной коре, верхней мантии и более глубинных обо­
лочек, где за р о ж д а ю тся тектонические дви ж ен и я.'
Р ан ее автором были рассмотрены осн овны е'черты разви тия стру к­
туры земной коры за неотектонический этап я по этому п ризн аку дано
районирование территории С С С Р . Б ы л о показано, что неотектонические
и геофизические процессы протекаю т неравномерно [41]. К ар ты но­
вейшей тектоники, о т о б р аж а ю щ и е сум м арное . п роявлен ие в е р т и к а л ь ­
ных движений, даю т п редставление о направленности глубинных про­
цессов, протекающих в оболочках, где за р о ж д а ю т с я тектонические д в и ­
жения разных категорий. Они свидетельствую т о глубокой связи г л а в ­
нейших неотектонических структур, отр аж ен ны х
в основных чертах
рельефа земной поверхности, с глубинными тектоническими п роцесса­
ми и показы ваю т их обусловленность. О п р а в д а л с я взгляд, вы сказанн ы й
автором в 1962 г., о необходимости вы деления большего количества э н ­
догенных реж им ов и типов земной коры, что наш л о от р аж ен и е в и ссле­
дованиях В. В. Белоусова, Г. И. Рей сн ера и др. [7].
Установлены три типа р еж им ов новейших тектонических д в и ж е ­
ний: 1) колебательны й или инверсионный, когда п олож ительн ы е д ви ­
жения разной амплитуды см еняю тся компенсирую щими их отр и ц а т ел ь ­
ными движениям и; 2) отрицательно направленны й, х а р а к т ер и зу ю щ и й ­
ся преобладанием устойчивого опускания с формированием депрессий,
выраженных в рельефе, и накоплением мощ ны х т о л щ новейш их отл о­
жений; 3) полож ительно направленны й, отличаю щ ийся прео б ладан ием
устойчивых поднятий, соп ровож даю щ и й ся образо ван ием п о л о ж и т е л ь ­
ных форм рельефа и усилением процессов денудации (рис. 93). И з м е ­
нение в пространстве ам плитуды н ап равлен ны х и инверсионных д ви ­
жений приводит к проявлению различны х типов д еф о рм ац и и разны х
размеров: сводовых, складч аты х, разры вны х, блоковых [41].
Р егиональный м атери ал позволил выявить глыбовое и блоковое
строение земной коры, о тр а ж а ю щ е е с я в неотектонике и проявляю щ ее-
Рис. 93. Типы реж имов неотектонических движений:
А — колебательный или инверсионный тип; Б — положительно направленный тип; В — отрицатель­
но направленный тип; I—II — движ ения разны х периодов и ам плитуд
263
ся в неодинаковой направленности и контрастности тектонических дви­
жений, в их различном эндогенном режиме. М асш таб ы блоков и об­
рам л я ю щ и х их р азл ом о в очень р азнообразны . Н а глубинах порядка
100— 150 км крупные блоки ограничены узкими зонами литосферы с
пониженной вязкостью и повышенной проницаемостью. В верхних ч а­
стях земной коры — зонам и разры вны х нарушений разной глубины,
зонами трещ иноватости, ф лексурными перегибами. Отдельные блоки
ока зы в аю тс я п ереработанны м и структурными формами или тектониче­
скими новообразован и ям и , или унаследованными, или зависимо р азви ­
ваю щ и м и ся структурами, об р азов ав ш и м и ся задолго до новейшего э т а ­
па. Н е о д и н ак о в ая контрастность д виж ений прямо связан а со степенью
раздробленности земной коры глубинными р азл о м а м и и степенью а к ­
тивности ш овных зон. В ерти кал ьн ы е перем ещ ения блоков и глыб зем ­
ной коры ведут к разуплотнению вещества, сопровож даю щ емуся уве­
личением объем а. М ак си м ал ь н о е разуплотнение обычно неоднородных
блоков происходит по зон ам неоднородностей, часто разломного х а ­
р ак тера. П лотность монолитной части при перемещении практически
не меняется. Н а больш их глубинах возникаю т градиентные поля. Ф ор­
м ирую тся н ап рав л ен н ы е потоки флюидов, м играция поровых вод и пр.
П роисходит изменение н ап ряж енн ого состояния, определяющ ее при­
уроченность очагов зем летрясений к «живущ им» зонам разломов и к
уч асткам блоков с контрастны ми в ерти кальн ы м и движениям и. П р оя в ­
ляю тся горизонтальны е д ви ж ени я. Пульсационны й характер верти каль­
ных д ви ж ени й обусл овли вает стадийность различны х геофизических,
геоморфологических, м еталлогенических и прочих процессов.
Путем ан а л и за геологических, геоморфологических и инструмен­
тал ьн ы х наблю дений уста н а вл и в аю т ся следую щ ие особенности изучае­
мых в неотектонике движений.
1. С овременны е тектонические д ви ж ен и я т а к же, к а к и новейшие,
ох в аты ваю т всю поверхность Земли.
2. С овременные д в и ж е н и я отличаю тся полигенетичностью прояв­
ления и состоят из отдельных компонент: эндолитогенных процессов,
упругой и эластической составляю щ их, компенсационных движений,
действия ск елета грунта при изменении реж и м а подземных вод, техно­
генных процессов, влияни я собственно тектонических движений, кос­
мических процессов и др. Все эти ф ак то ры неоднородно проявляются
во времени и в пространстве.
3. У становлено, что разли чн ы е компоненты действуют различно:
локально, регионально и л и ’ глобально. Р а з л о ж и т ь сумму движений на
с оставл яю щ и е с выделением тектонических крайне трудно и возможно
только при применении сопряж енны х методов и учете истории геологи­
ческого р азви тия р ас см атри в аем о го участка, выявлении связи его с
рангом структуры (см . рйс. 27, в к л а д к а ) .
4. Ф иксируем ые инструментальны ми н аблю дениями скорости со­
временны х дви ж ени й в п латф орм енн ы х о б ластях достигаю т 10 мм/год,
в среднем на больших территориях они составляю т 3—5 мм/год.
В больш инстве случаев.: эти цифры рассм атриваю тся ка к результат
п роявлен ия тектонич-еских движений, без учета их полигенетичности.
О д н ако они не соответствуют скоростям собственно тектонических д ви ­
жений, которые составляю т часто незначительную часть этих величин.
В р азн ы х уч астк ах п латф орм эти цифры о т р а ж а ю т проявление разных
сочетаний компонент. В г-еологическом времени происходит осреднение
разноком понентных дви ж ени й и в итоге они о тоб р аж а ю т главным об­
264
разом тектоническую составляю щ ую , определенную геологическими ме­
тодами.
5. Неотектонические д ви ж ени я о т р а ж а ю т блоковый х а р а к т е р строе­
ния земной коры. Градиенты верти кальн ы х д виж ений н аи более интен­
сивны в узких зонах у границ блоков, которые в ы я вл я ю тся и другими
методами
(геологическими, геофизическими, ан ал и зом космических
снимков и др.). Современные дви ж ени я, у с т а н а в л и в аем ы е инструмен­
тальными методами, унаследую т д ви ж ен и я р а н е е сф орм ировавш и хся
блоков разных разм еров. В градиентны х зон ах н аб лю д аю тся (в зав и си ­
мости от р азм еров шовных линий) сложный, ход движений, у к а з ы в а ю ­
щих на раздробленность земной коры, приуроченность к ним очагов
землетрясений, пульсационный хар а к тер современны х медленных и
быстрых движений.
. *
6. Интенсивность современных и неотектонических д ви ж ени й м еня­
ется во времени и имеет прерывистый х арактер . О на свойственна кол е­
баниям разны х ам пли туд и периодов — от бо'лыпих до сам ы х коротко­
периодных и о т р а ж а е т влияние общих ф акторов к а к п лан етарн ы х, так
и космических.
7. Прерывистость современных и новейших геологических движений
отражена в строении осадочных отлож ен и й (слоистость), в п ереры вах
осадконакопления, в ритмичности геологических разрезов. В ы р а ж е н а
она и в цикличности построенных форм р ел ь еф а (речных террас, по­
верхностей вы равнивания, их ступенчатости и т. д .).
8. У стан авливаю тся «квазипериодические» изменения скоростей
тектонических движ ений во времени с длительностью от суток до года
и далее в десятки, сотни, тысячи и м и л л и ар ды л ет (см. рис. 91). Эта
периодичность имеет разную основу, общ ие причины, но по-разному
преломляется в структурных ф ор м ах разн ы х рангов, о т р а ж а е т с я в свой­
ствах горных пород («усталость», трещ ин оватость и п р .) .
9. Имею тся многочисленные у к а з а н и я на зависимость современных
вертикальных движений от интенсивности теплового потока, идущего
из недр Земли.
10. Н а м еч ается кор реляц и я скоростей вер ти кал ьн ы х д ви ж е н и й зем ­
ной коры с рельефом границы М, но она о к а зы в ае т ся разли чн ой в
платформенных и п одвиж ны х областях.
11. П о д тв ерж д аю тся выводы Ю. Д . Б у л а н ж е и В. А. М агницкого,
что явно вы раж енной корреляции интенсивных поднятий или опусканий
с областями интенсивных грави тац ион н ы х ан ом али й нет.
12. Соответствие м еж д у структурным расчленением земной коры
и распределением современных полож ительн ы х и отри цательны х пере­
мещений в настоящ ее время не вы зы ваю т сомнений. Д в и ж е н и ям и ох в а­
чены литосфера и более глубокие оболочки планеты.
13. В основе современных д виж ений л е ж а т те ж е процессы, кото­
рые сформировали геологические структуры и новейшие структурны е
формы. Пространственно они п р оявл ял ись неравномерно.
Зависимость неотектонических и современных дви ж ени й от ранее
созданных структур и форм и ровавш и х их движ ений, их связь со всей
предшествующей историей земной коры з а с т а в л я е т р а с см а т р и в ат ь эти
движения, спускаясь в глубь геологического времени. Мы д о л ж н ы про­
никнуться убеждением, что зе м н а я кора очень подви ж н а, что в ней не­
прерывно п роявляю тся не только хрупкие, но и «гибкие» эластичны е
деформации. Этого нельзя за б ы в а т ь при оценке фактов.
Модели современных тектонических движений. П ри рассмотрении
особенностей современных верти кал ьн ы х д виж ений всегда о б р ащ а ю т
265
внимание на их скорость. Д л я оценки величины этих скоростей часто
пересчитывают их на геологическое время — длительность четвертич­
ного периода, оцениваемого примерно в 1,8 млн. лет. Приводят, напри­
мер, расчеты д л я У краинского щита, где в районе Днепропетровска
скорости современных верти кальн ы х перемещений определяются в
8 мм/год. П р и их проявлении в течение указанного отрезка времени
д о л ж н ы были бы вы расти горы высотой около 15 км. Если д а ж е при­
нять более распространенную скорость, которая считается средней
(3— 5 м м /го д ), то за этот ж е отрезок времени д олж н ы были бы в ы ра­
сти горы высотой в 5— 10 км. П оскольку этого нет, д елается вывод,
что наб лю д аем ы е д ви ж ен и я н ельзя распростран ять на геологическое
прош лое и следует допускать или их неравномерную скорость, или
считать их знакопеременны м и во времени, или допускать то и другое
совместно.
С равнение н аб лю д аем ы х современных скоростей движений с д ан ­
ными исторической геологии позволяет убедиться в абсурдности приве­
денных расчетов. Т акое несоответствие — п ар ад окс скоростей — и при­
вело к созданию разли чн ы х теоретических построений. Так, в 1973 г.
В. А. М агницкий и другие, не допуская мысли, что указан ны е большие
скорости современных верти кал ьн ы х движений можно относить за счет
ош ибок наблю дений или за счет действия приповерхностных факторов,
рас см а тр и в аю т две возможности. П ервое допущ ение сводится к гипоте­
зе, что кратко вр ем енн ы е периоды относительно высоких скоростей дви­
ж ений (настоящ ее время) чередуются с периодами относительного
покоя с очень м алы м и скоростями. Эти периоды д олж н ы быть на по­
ряд ок длиннее периодов с большой подвижностью. У казы вается, что
вспыш ки интенсивности д виж ений охваты ваю т порядок времени в
104 лет. Второе объяснение допускает знакопеременность вертикальных
движений, причем смена зн а к а д о л ж н а происходить не реж е чем через
несколько десятков тысяч лет. В 1974 г. Ю. Д . Б у л а н ж е и В. А. М аг­
ницкий отмечали, что хотя изменение зн а к а движений имеет место,
оно играет подчиненную роль в общей картине движений. По мнению
этих авторов, оба предлож ен ны х объяснения доказательны . При этом
была п ред ло ж ен а модель, осн ован ная на особом действии слоя астено­
с ф е р ы — слоя с пониженной вязкостью и большой подвижностью ве­
щества, который мож ет выступать или к а к слой, передающий верти­
каль н ы е д ви ж е н и я из глубин мантии на литосферу, или как слой в я з­
кой см азки, р а зд е л я ю щ и й лито сф ер у и мантию.
В первом случае поднятие земной коры оказы вается зависящ им не
от величины п однятия подош вы астеносферы, а от скорости верти­
кального смещ ения ниж ней границы астеносферы. При смещении ее с
разной скоростью (без изменения зн а к а ) на поверхности Зем ли будут
возникать, по мнению Е; В. Артю ш кова, знакопеременные колебатель­
ные изменения с периодами п о ряд ка 104 лет и менее. Во втором случае,
принимая астеносферу :за см азочны й слой м еж д у литосферой и ман­
тий, при лю бы х горизонтальны х см ещ ениях этих слоев относительно
друг друга при неровных гран и цах астеносферы будет возникать «рас­
клиниваю щ ий» э ф ф ект смазочного слоя. Такой гидродинамический ме­
хан и зм приведет к наруш ению .изостатического равновесия и к появ­
лению вертикальны х движений земной коры. Скорости этих движений
определяю тся наклонами, рельеф а границ астеносферы и ускорениями
относительного горизонтального смещения. При ускорении в краткие
периоды времени б удут' возникать всплески скоростей вертикальных
движений. И зм енение зн а к а д виж ений в этой модели может быть
266
объяснено изменением зн ак а ускорения горизонтального
смещения.
Амплитуды вертикальны х смещений земной коры при м акси м альн ы х
допустимых горизонтальны х смещениях, по расчетам, не могут пре­
восходить нескольких д еся тко в — первых сотен .метров, [75].
В этих гипотезах Е. В. А ртю ш ков и В. А. М агницкий объясняю т
не основные свойства современных верти кальн ы х движений, а свойстства движений, п роявляю щ ихся на протяжении. 104— 105 лет, которые
изучаются геолого-геоморфологическими методами-. П ри приняты х же
ими отрезках времени происходит осреднение скоростей. Ч ем древнее
рассматриваемы е дви ж ени я и чем больший- интервал времени выбран
для расчета, тем меньшую, в сравнении с современной, величину ско­
рости мы получим. Отсю да несоответствие приведенных вы ш е р ас ч е­
тов к отрезку времени в 10— 102 лет. П р е д л о ж е н н ы е гипотезы скорее
применимы д л я объяснения молодых (голоценовых) и неотектониче­
ских движений, чем современных.
Авторы гипотез д л я п латф орм енны х областей использую т величи­
ны скорости вертикальны х перемещений, снятых с карты вертикальны х
движений земной коры Восточной Европы. К а к мы видели, эти вел и ­
чины состоят из разн ы х компонент современных движ ений, п р о яв л яю ­
щихся в пространстве в разны х сочетаниях, что ими не учитывается.
Не учитываются т а к ж е разли чи я в геодезических эпохах наблюдений.
Можно достаточно уверенно говорить, что скорости современных в ер ­
тикальных движений, показанн ы е на карте, почти никогда не соответ­
ствуют скоростям молодых и новейших тектонических движений.
В поверхностных частях земной коры большую роль играю т фи зи ­
ко-химические и механические процессы и явления, связан ны е с изм е­
нениями водного и теплового б ал ан са. О д н ако мнение А. А. Никонова
[51] о том, что волновой и знакопеременны й х а р а к т е р современных
движений в платф орменны х о б ла стя х не следует св язы в ать с глубин­
ными и вообще тектоническими процессами, нам к а ж е т с я необоснован­
ным. П о инструментальным данны м, в платф о рм енн ы х о б л а ст я х ско­
рость собственно тектонической компоненты, очевидно, значительно
меньше принимаю щ ихся скоростей перемещений. М ы склонны р а з д е ­
лять точку зрения Ю. А. М ещ еряк ова, который п о л а г ал , что д ви ж ени я
земной коры в ка ж д ы й данны й момент геологической истории всегда
имели примерно ту ж е интенсивность, что и сейчас (п о ряд ка н есколь­
ких м м/год), но зн ак д виж ений в лю бой точке не о ста в а л ся неизмен­
ным, поднятия сменялись опусканиям и, они быди знакопеременными.
Исходя из того что учесть ср а зу все разн о о б р азн ы е причины р а з ­
личных категорий д виж ений невозможно, геофизики пошли по линии
изучения различны х источников д виж ений путем построения механиче­
ских моделей с применением ф орм ул гидродинамики. К а ж д о е т ак ое
решение моделирует одну из в о зм ож н ы х компонент современных д в и ­
жений. Путем объединения таких частных моделей, по мнению
Ю. Д . Б у л а н ж е и В. А. Магницкого, мож но получить достаточно б л и з­
кую к действительности схему происхождения современных в е р ти к а л ь ­
ных движений земной коры, которая, вероятно, будет достаточно
сложной. Мы считаем, что моделирование одной компоненты вполне
возможно, но гряд ли можно ож и дать, что получение р яд а частных
моделей д ает ответ на сложны й вопрос происхож дения движений.
П реж де всего мы еще не умеем ко лебательн ы е д ви ж ен и я, состоящие
из наложенных друг на д руга движ ений разного п орядка, р азл о ж и ть
на элементарные, р азл и чаю щ и еся по скоростям, ам п л и ту д а м и перио­
дам колебаний. Много условного и в принимаемы х нами геофизических
267
моделях строения верхних частей земного ш а р а — литосферы. К ак мы
видели, ан ом альн ы е слои (типа астеносферы) местами отсутствуют,
местами их мож но пред пол агать в большом количестве на разных
глубинах с малы м и мощностями. Иными словами, математическое мо­
делировани е д а е т лиш ь какую -то условную численную оценку некото­
рых элементов обстановки проявлений современных движений; в си­
лу ж е их многокомпонентности результаты частных расчетов нельзя
считать п о к аза т ел ем их происхождения. Очевидно, эта зад ач а может
быть р азр еш ен а только с учетом всестороннего ан ал и за геологических
структур, со зд ав аем ы х новейшими д виж ениям и и в более длительные
отрезки времени. К роме того, п р ед л а гаем ы е модели п редставляю т со­
бой отдельны е элементы целостной системы, подвергаю щ ейся анализу.
П оэтому сколько бы элементов мы не ан али зи ровали , сумма резуль­
татов, в соответствии с теорией систем, не мож ет д ать истинную к а р ­
тину в силу их эмердж ентности. Н еобходимо применение к целостным
явлениям системного ан ал и за, который только выявит новые качества
и д а с т ответ на вопросы генезиса.
Тектонические движения и рельеф земной поверхности. Несмотря
на незначительную интенсивность современных движений земной по­
верхности, оцениваемую м ил л им етр ам и в год, ф акты свидетельствуют
о большом влиянии современных д виж ений на разнообразны е процес­
сы, п ротекаю щ и е на земной поверхности. Говоря о современных дви­
жениях, мы р ас см а тр и в ае м их в ограниченный п ромеж уток времени —
десятки и первые сотни лет. Конечно, изменения поверхности за этот
отрезок времени будут м аски ро в аться особенностями кли м ата, почвен­
ного и растительного покрова, деятельностью человека и прочими ф а к ­
торами. О д н ако н аправленность современных д виж ений во многих мес­
тах четко согласуется со структурными неоднородностями земной коры
и связан ны м и с ними формами р ельеф а. Это у к а зы в а е т на продолжаю­
щуюся ун аслед ован н ость в п роявлен иях к а к движений, т а к и тенден­
ций р азв и ти я р ел ь еф а земной поверхности.
Вопросы динам ического взаимодействия современных тектониче­
ских дви ж ени й и экзогенных рел ьеф ооб разую щ их процессов, проте­
каю щ и х на ее поверхности, наиболее полно р ас см атри в ал И. П. Г ера­
симов. С ум м ируясь во времени, в ертикальны е тектонические движения,
д иф ф ерен ц ирован н ы е в пространстве, будут явл яться главным факто­
ром увеличения или уменьш ения гравитационного потенциала релье­
фа, его «энергией» на отдельных участках земной поверхности, кото­
рой оп ределяю тся интенсивность и ф ормы проявления процессов д ен уда­
ции. Если количественно оценить величину плоскостной денудации, что
было сделано А. Пенком., Ж - Корбелем, Г. В. Л опатины м, М. И. Ивероновой, Л . Г. Б о н дарев ы м и другими, то она в среднем окаж ется со­
измеримой со скоростями современных тектонических движений. П о ­
этому современный рельеф суши в целом можно рассм атривать как
динамически равновесную систему, повсеместно испытывающую, с од­
ной стороны, непрерывные тектонические воздействия, с другой — или
постоянное сниж ение путем денудации, или в ы п ол аж и ван и е за счет
аккумуляции осадков. По мнению И. П. Г ерасимова, существование в
природе динамически равновесной системы тектонические движения —
растительный покров и п очвообразование — процессы денудации д е л а ­
ет «невидимыми» д л я человеческого г л аза на большой части земной
поверхности к а к современные медленные тектонические движения зем ­
ной поверхности, т а к и естественные, повседневные процессы д ен уда­
ции. Ч еловек о щ ущ ает п рео б р азов ан и я рельеф а только при проявле268
иии катастрофических явлений — и экзогенных, и эндогенных. О бы ч­
ный же рельеф, который нас окруж ает, особенно на равнинных про­
странствах, каж ется неизменным, к а к бы засты вш им . О д н ако это лишь
кажущееся равновесие. Р ел ьеф всегда изменяется, но о щ ущ ается это
только за длительный отрезок исторического или геологического вре­
мени.
Нам каж утся ошибочными расчеты [5.1], показы ваю щ ие, что ско­
рость современной плоскостной денудации в пред ел ах крупных м орф о­
структур как в платформенных, т а к и подвиж ны х об ластях д о л ж н а
быть на 1—2 п орядка меньше величин скорости современных д в и ж е ­
ний. Э кстраполируя этот вывод в глубь геологического времени,
А. А. Никонов приходит к выводу, что средние скорости денудации
также имеют тенденцию ум еньш аться с увеличением времени оср ед ­
нения. Эта мысль п о дтв ерж дается им следую щими расчетами: при со­
временной скорости плоскостной денудации в гор'ах 0,2— 0,5 мм/год за
10 млн. лет пришлось бы допустить снос слоя пород толщ иной 2—
5 км, а за неотектонический этап в 30 млн. лет — до 6— 15 км. Вместе
с тем т а к а я интенсивность процессов денудации, в о зн и ка ю щ ая при н а ­
рушении указанного выш е динамического равновесия, в соответствую ­
щих климатических условиях, очевидно, м ож ет п р оявляться. Н а п р и ­
мер, расчеты А. Е. Криволуцкого в 1977 г. п о каза л и , что за период с
конца миоцена (с позднего с а р м а т а ) до современной эпохи с п о л о ж и ­
тельных тектонических структур (с коробчаты х ан ти кли налей) д ен у ­
дацией удалена то л щ а пород примерно в 2 км. В отдельных сл уч аях
снос о к а зал ся равным 2,7 км. Д л я К а в к а з а этот ж е автор определяет
снос горных пород мощностью 8 км за 12— 13 млн. лет, т. е. зн ач и те л ь ­
ную часть неотектонического этап а. Н е следует заб ы ва ть, что за ко­
роткие отрезки времени, к а к у к а зы в аю т А. Б. Ронов, А. Е. Криволуцкий, происходит т а к ж е п олн ая или почти п о лн ая компенсация огром ­
ных тектонических прогибов глубиной до 10— 12 км снесенным э к зо ­
генными процессами м атериалом . И з этого д ел ает ся вы вод об однопорядковости перем ещ аемы х при геоморф огенезе м асс горных пород и
продуктов их разру ш ен ия эндогенными и экзогенными процессами.
Выводы А. А. Никонова опровергаю тся т а к ж е д ан ны м и Г. М е н а р ­
да, который провел сравнение средних скоростей денудации в разн ы х
об ластях за мезозой-кайнозойский этап. О к азал о сь , что скорости оста­
ются почти без изменения там , где тектонический реж им был постоян­
ным, и меняю тся на п оряд ок в о бластях, где п роизош ла его смена
(табл. 7).
По отношению к К а в к а з у попытки определить величину д ен у д а ц и ­
онного среза д ел ал и сь неоднократно. С водку и а н ал и з этих д ан н ы х
можно найти в р аб о тах В. А. Р астворовой. П о л у ч аем ы е цифры д ен у­
дационного сноса очень р а зн ятс я у р азн ы х авторов — от 7,85 км у
Таблица
7
Сравнение средней скорости денудации в мезозой-кайнозойский и современный этапы.
По Г. М енарду
Район
Аппалачи
Миссисипи
Гималаи
Время, млн. лет
денудации, мм/год
Скорость денудации
в геологическом
прошлом, мм/год
Современная скорость
денудации, мм/год
126
150
40
0,062
0,046
0,210
0,008
0,042
1,000
269
А. Б. Р онова до 800 м у С. С. Воскресенского. О днако приводимые ре­
зу л ь таты трудно ср авнивать, т а к к а к к а ж д ы й исследователь применял
разли чн ы е методы. М ате р и а л ы В. А. Растворовой п оказали, что при
учете всех факторов, влияю щ их на интенсивность процессов ден уда­
ции, снос о к а зы в ае тся наибольш им в области высокогорного рельефа,
дости гая м акси м ум а в п ери гляц иальн ы х условиях. Этому способству­
ют интенсивное выветривание, отсутствие сплошного растительного по­
крова, круты е склоны в нивальной зоне и сильное увлаж нение в субнивальной. З д есь скорость денудации достигает порядка 10 мм/год, что
вполне соизмеримо со скоростями современных движений. В области
высокого среднегорья ее зн ачен ия ум еньш аю тся до нескольких мил­
лим етров в год. П р и переходе ж е в низкогорную предгорную зону ско­
рость денудации снова со к р а щ а е т с я до десяты х долей м иллиметра в
год. П ри этом д л я разл и чн ы х районов Больш ого К а в к а з а эти соотно­
шения, по расчетам В. А. Р астворовой, оказы ваю тся разными. Д л я
всего ж е высокогорного К а в к а з а за новейший этап денудационный
срез в ы р а ж а е т с я величиной п ор яд ка нескольких километров, что нель­
зя не учиты вать при количественной х арактер и сти ке новейших подня­
тий. Он м ож ет достигать величины, равной половине современной вы ­
соты гор и более. Ч то ка сае тся современной скорости эрозионного сре­
за, то средн яя скорость ден удаци и в равнинных об ластях выражается,
сотыми д о ля м и м и л л и м етра в год, а в горных стран ах — десятыми д о­
л ям и или первыми м и л л им етр ам и в год.
Глава
VI
Г Е О Д И Н А М И К А И М П У Л Ь С Н Ы Х (С Е Й С М И Ч Е С К И Х ) Д В И Ж Е Н И И
П Р И Р О Д А И М ЕХ А Н И ЗМ С ЕЙ С М И Ч ЕС К И Х П РО Ц ЕС С О В
Общая характеристика импульсных Тектонических движений. И с т о ­
рически сложилось так, что сейсмичность и зучается главны м образом
геофизиками. В геотектонике эти процессы или совершенно не а н а л и з и ­
руются, или о них говорится л иш ь попутно. Упругие д ви ж е н и я в целом,
по мнению Ю. А. Косыгина, не причисляю тся к собственно тектониче­
ским движ ениям хотя бы потому, что они не зап еч атл ев а ю тс я в т е к ­
тонической структуре. Это в какой-то мере противоречит в ы с к а з ы в а ­
ниям этого ж е ав тора о «сейсмогенных» д виж ениях, рассм а тр и в ае м ы х
как особая форм а тектонических движ ений, при которых п роявляю тся
упругие деформации и которые ведут к об р азо ван ию дислокаций.
Но не все упругие д ви ж ен и я импульсные. Вероятно, п р ояв л ять ся у п ру ­
гие деформации могут и в виде квазиупругих движений, вы делявш ихся
Н. С. Ш атским, которые н а к л а д ы в а ю тс я на собственно тектонические
(ранговые) движ ения, у сл о ж н яю щ и е их и придаю щ ие им ко л е б а т е л ь ­
ный х арактер. К вазиупругие дви ж ени я з а х в а т ы в а ю т низы земной коры
и верхнюю мантию.
Импульсные д ви ж ени я в геологическом прошлом оставили следы в
виде особых ф аций (с обломочной стр у к т у р о й ), кластических д аек
особого типа тектонической трещ иноватости горных пород, остаточных
деформаций, вы раж ен н ы х в рельефе. П о свидетельству В. П. Солоненко, при сильных зем летрясен иях об р азую тся все типы разры в н ы х
нарушений, известных в структурной геологии. Т аким образом, се й ­
смические дви ж ени я зап еч атл ев а ю тс я в тектонической структуре, гео­
логических р а зр е зах и влияю т на форм ирование рельеф а, особенно в
плейстосейстовых о б ла стя х интенсивных зем летрясений, п р ед став л яя
большой практический интерес.
Д о сих пор в изучении зем летрясений имеется н екоторая односто­
ронность, а именно — акцент на физической стороне этого сложного
явления, с м атематическим описанием законом ерностей сейсмического
процесса. Это наш ло отр аж ен ие в в ы с казы в ан и я х таких ведущих сей ­
смологов, к а к М. А. Садовский, С. В. М едведев, Н. В. Ш еб ал и н и др.,
которые утверж даю т, что н ачали понимать законом ерности этих п р о ­
цессов только тогда, когда стали изучать физические свойства в ещ ест­
ва земных недр и п ротекаю щ их в них процессов. А это о к а зал о сь в оз­
можным лиш ь при применении теории вероятности, физики твердого
тела, теории упругости, различны х теорий разруш ен ия. В н астоящ ее
время упор д елается на физические свойства веществ, среды, где з а ­
рож даю тся землетрясения, без учета того, что эти качества о п р ед ел я­
ются геологической обстановкой, составом, строением геологического
субстрата, историей его геологического развития, процессами, проте­
кающими в недрах. Р азл и ч н ы е физические процессы, и зучаем ы е сей­
смологами, пока мы затр у д н яем ся вы разить математическим языком.
Отсутствие н ад л е ж а щ е й геолого-геофизической комплексности в и зу ­
чении землетрясений, недостаточное внимание к историко-геологиче271
Рис. 94. Б лок-диаграм м а, показываю щ ая полож ение
сейсмических
волн, порождаемых землетрясением.
По М. Б отту
/ — движ ения на поверхности в волне Лява (L ); / / — дви­
ж ения на поверхности в волне Релея (Я ); S — движ ение в
поперечной волне; Р — движ ение в продольной волне
ским методам позволило Б. А. Петруш евскому, например, утверж дать,
что стрем ление к м атем ати зац и и всех представлений в учении о сей­
смичности, которое н аб лю д ае тся в последние годы, является гипертро­
ф ированны м. К роме того, нельзя игнорировать те сведения, которые
пока не поддаю тся математической обработке. Естественно ожидать,
что сейсмические процессы в различны х геоструктурных областях бу­
д у т про текать различно. О д н ако эти эмпирические закономерности
совершенно недостаточно учиты ваю тся в сейсмологии [44]. В понима­
нии сейсмического процесса и проявлений землетрясений очень помо­
гаю т неотектоника, к ото рая р ас см а тр и в ае т их к а к особую форму тек­
тонических (сквозьранговы х) движений, и тектодинамика.
Д л я импульсных дви ж ени й х ар а к т ер н а дискретность. Периоды от­
носительного покоя, когда происходит накопление упругих напряжений
и д еф орм аци й , чередую тся с импульсами быстрого движения, в момент
которых в упруго д еф орм и рован ны х горных породах происходит сб р а­
сы вание н ап р яж ен и й путем разр ы ва, пластического сдвига или крипа.
В озни каю т упругие колеб ан и я и остаточные деформации.
В ы д ел яю тся д ва типа упругих волн, образую щ ихся в результате
в ы с во б ож д аю щ ей ся энергии, распростран яю щ и хся в горных породах:
объем н ы е волны, п ередаю щ ие сж ати я и р а зр е ж ен и я (продольные, или
волны vp), и поперечные волны (или волны ws ). Волны иР распростра­
няются быстрее волн v s . В более плотных породах объемные волны
р асп ро стран яю тся с большими скоростями. К обоим типам волн прило­
ж и м законы п релом лен и я и отр аж ен ия, известные из оптики. Волны
v s не могут р аспр остран яться в жидкости, в которых модуль сдвига
бли зок к нулю. В частности, затух а н и е этих волн в астеносфере слу­
ж и т одним из д о к аза тел ь ств частичного п лавлени я ее вещества. Выде­
ляю тся поверхностные в о л н ы 'к а к р езул ьтат взаимодействия объемных
волн при наличии гран и ц р азд ел а . И х величина смещения м акси м ал ь­
на на поверхности и быстро у б ы в ае т с глубиной. Это волны Р ел ея (R),
когда дви ж ен и е частиц происходит в вертикальной плоскости, л е ж а ­
щей в направлении р аспростран ен ия волн, а сами частицы описывают
эллипс, д ви гаясь против часовой стрелки, и волны Л я в а (L) — д в и ж е ­
ние части ц в горизонтальной плоскости в направлении, перпендику­
л яр н о м н ап равлен ию распростран ен ия волны (рис. 94).
И мпульсные движения; в соответствии со своей природой происхо­
д я т повсеместно. Н аи б ол ее определенно это утв ер ж д ал Д ж . X. Х одж ­
сон [19]. С ви д етел ь ств о м •повсеместного проявления землетрясений яв ­
л яю т с я сейсмические «шумы», у л а в л и в а е м ы е приборами, и потрески­
вания горных пород, в ы я вл я ем ы е акустическими методами. Об этом
говорит и установл ен н ая в .настоящ ее врем я сейсмичность относитель­
но стабильны х п латф орм енны х областей. Ч а сты е и сильные зем летря­
272
сения приурочены к неотектоническим подвижным поясам земного ш а ­
ра. Д л я них характерн о т а к ж е наруш ение изостйтического равновесия.
При этом чем активнее протекает тектонический процесс, тем сильнее
нарушается изостатическое равновесие. Это, как. считает М. Е. А ртем ь­
ев, может явиться индикатором тектоническрй активности в недрах
Земли, а величина наруш ения изостатического равновесия — п о к а за т е ­
лем напряженного состояния, т а к к а к величина градиента изостатической аномалии силы тяж ести и количество вы деливш ейся при зем л е­
трясениях энергии о казы в аю тся связанны ми.
Зем летрясения — следствие тектонических деф ор м аци й земной ко­
ры и мантии. Необходимое условие возникновения сейсмических толч­
ков— накопление н апряж ений, вы зы ваем ое д еф ор м ац и ям и до уровня,
при котором они превосходят временную прочность данной среды. На
определенных участках вы зы в аем ы е д еф ор м ац и ям и н ап р яж е н и я и проч­
ность среды могут быть близкими по величине; Тогда достаточно не­
значительных, д а ж е внешних ф акторов (внезапны е изменения атм о ­
сферного давления, увеличение д ав л ен и я при океанических приливах,
изменение уровня грунтовых вод, д еятельн ость человека и д р .), чтобы
произошла р а зр я д к а н ап р яж ен и й с об разо в ан ием разры вов в земной
коре и землетрясений. О тсю да в озникает необходимость оценки вели­
чины тектонических н ап ряж ен и й в м асси вах горных пород.
Абсолю тная величина м акси м ал ьн ы х касательн ы х нап ряж ени й
(тмакс), действующих в земной коре, п ред став л яет большой теоретиче­
ский и практический интерес, но уста н а вл и в аетс я, к сож алению , пока
с малой точностью. Д л я их вы яснения использую т методы, описанные
выше (см. гл. I l l , IV).
В сейсмологии при сейсмотектонических построениях использую т­
ся следующие п арам етры [67]:
Е — энергия землетрясения (определяется в д ж о у л ях ), устанавливается в его
очаге. Распространяется в форме упругих сейсмических волн во все стороны от очага
по телу Земли. Способы оценки энергии землетрясения в абсолю тных единицах —
трудная задача.
t0 — время в очаге начала землетрясения, приведенное к гринвичскому времени.
При отсутствии инструментальных данных момент землетрясения оценивается при­
близительно.
у, X — координаты эпицентра землетрясения, определяю тся по совокупности макросейсмических и инструментальных данных.
h — глубина очага землетрясения, определяется различными методами с учетом
возможной вертикальной протяженности в очагах сильных землетрясений. При от­
сутствии сведений глубина условно принимается равной типичной глубине зем летря­
сений для данного района.
/ 0 — интенсивность в эпицентре, оцениваемая в баллах, по сотрясению на поверх­
ности Земли. Б алл отраж ает встречаю щиеся в естественных условиях различные ком­
бинации физических параметров, таких как: амплитуда смещения частиц грунта, их
скорость, ускорение, периоды колебаний, длительность процесса и др. С луж ит для
оценки интенсивности происшедших в прошлом и происходящ их ныне землетрясений
и для разработки норм и правил строительства в сейсмоактивных районах. Д л я к а ж ­
дого балла установлены макросейсмические визуальные признаки по эффекту, произ­
водимому землетрясением, такие, как раскачивание висящ их предметов, появление
трещин в зданиях, их разрушение, появление зияю щих трещин в почве и многие др у ­
гие. Существует множество сейсмических шкал. В разных странах были предложены
свои шкалы. И спользуются и согласованные меж дународны е ш калы сейсмической ин­
тенсивности, обозначаемые индексами (по заглавны м буквам фамилий авторов) М,
MSK и др. В СССР используют 12-балльную ш калу С. В. М едведева, разработанную
совместно с В. Ш понхойером (Г Д Р ) и В. К арником (Ч С С Р) под индексом MSK-64,
основанную на анализе визуальных наблюдений и статистических расчетов. Человек,
лежащий в спокойной обстановке в зоне эпицентра, способен почувствовать зем летря­
сение интенсивностью в 2-—3 балла.
18
З а к . 309
273
К — энергетический класс землетрясений. О пределяется как логарифм энергии
сейсмических волн (£ ) на расстоянии 10 км от гипоцентра. Учитывается затухание
амплитуд колебаний с расстоянием ( / ( = ^ £ ) .
А — сейсмическая активность — средняя частота повторения землетрясений опре­
деленной величины К или М в единице объема на единице площ ади (S) очаговой
области.
Si — площ адь, на которой ощ ущ алось землетрясение с интенсивностью I.
М — некая безразм ерная величина (м агн итуда), пропорциональная Е, вы раж аю ­
щ ая в условных единицах величину землетрясения и определяемая по уровню ампли­
туд сейсмических колебаний путем вычислений, основанных на записях сейсмографов,
регистрирующ их землетрясения. М агнитудная ш кала была разработана в 1935 г. ам е­
риканским сейсмологом Ч. Рихтером. Ш кала Рихтера — наиболее объективный, широ­
ко используемый показатель сравнительной величины землетрясений. По К. Е. Буллену, М — есть десятичный логариф м максимальной амплитуды колебаний (измеряемой
в микронах), записанной на сейсмограмме стандартны м сейсмографом на расстоянии
100 км от эпицентра. Вычисляется по эмпирической ф ормуле Е = а + Ь М . , где а и b —
некоторые числовые более или менее постоянные коэффициенты, приблизительно рав­
ные соответственно 4 и 1,6.
Н аиболее употребительны следую щие шкалы: M l — локальных магнитуд, в ко­
торой за м агнитуду толчка принимается логариф м максимальной амплитуды, выра­
женной в микронах по записи сейсмографа с учетом эпицентрального расстояния.
M r н —■телесейсмическая магнитудная ш кала д л я классификации удаленных зем­
летрясений. М агнитуда определяется по величине логариф м а колебаний почвы с уче­
том не только энергии землетрясений, но и глубины очага h.
М р„ — магнитудная классиф икация по поверхностным волнам. Принимается при
сейсмическом районировании. Слабейш ие ощ ущ аемые толчки в зоне эпицентра земле­
трясения имеют магнитуду 1,5. М агнитуда наиболее сильных известных землетрясений
оценивается в 83/4.
З ави си м ост ь м е ж д у М и / 0 неоднозначна и определяется значени­
ем h. Ч ем больш е h, тем сл аб ее будет зем летрясение на поверхности.
П ри этом на интенсивность сейсмических колебаний влияет состояние
грунтов: в плотных породах она меньше, в водонасыщ енных — больше.
О
природе импульсных движений и механизме сейсмического п
цесса. П о д в лиянием геостатического (гидростатического) давления
(Р) горные породы н ак а п л и в аю т упругую энергию и приобретаю т н а­
п р яж ен н ое состояние. Н акоп лени е этой энергии будет ограничиваться
прочностью горных пород на с к ал ы в ан и е (которая имеет порядок
109 д и н /см 2 на глубинах до 20 км) и проявлением неупругих процессов
при возрастани и разности н апряж ений, в
частности,
процессов
р ел ак сац и и нап ряж ени й , которые будут ограничивать накопление уп­
ругой энергии ка к по величине, т а к и во времени. К а к показали
П. В. Б ри д ж м ен , В. К. Кучай, В. С. П ономарев, в условиях гидроста­
тического с ж а т и я горные породы увеличиваю т прочность, повышают
предел упругости, который увеличивается пропорционально давлению.
В следствие упругого д еф ор м и р ован ия об ъ ем а — д и л атац и и может н а­
кап л и в аться теоретически Неограниченное количество упругой энергии,
к оторая в естественных условиях оп ределяется величиной Р и действи­
ем тектонических сил. При.' проявлении релаксац и и напряжений, св яза н ­
ной с упругим изменение^, о б ъ ем а (д и стор си ей ), нап ряж енн ое состоя­
ние уменьш ается. А когда со временем дисторсия прекращ ается, при
постоянном Р горные породы могут сохранять часть накопленной уп­
ругой энергии теоретически ' неограниченно долго. Таким образом,
в следствие д ил атац ии горные породы н акап л и в аю т значительные з а ­
пасы потенциальной энергии. О б р азу ю тся геодинамические поля [36],
где н ап р яж е н и я превы ш аю т д а в л е н и е Р. Высвобождение этой энергии
м ож ет происходить при нарушении гидростатически напряженного со­
стояния под влиянием изменения нагрузки процессами денудации и
а к кум уляц и и и тектонических процессов, приводящих к нарушению
сплошности горных пород — разрыву.
274
Рис. 95. Сейсмический элемент, накапливаю щ ий и излучающий энергию. По Ю. В. Ризниченко
У
Рис. 96. О риентация главных осей напряжений в поле уп­
ругих напряжений Земли. По А. В. Введенской
1, 2, 3 — наибольш ие относительные сж атия; 4, 5, 6 — то ж £ , рас­
тяжения,
ориентированные
горизонтально
структур
и
вкрест' простирания
£ЕЕ\1 GED2 BEI3 ЕЕЗ* GEEk QEk
Хрупко р азру ш аясь, при накоплении д еф ор м ац и и упруго д еф о р м и ­
рованные породы способны вы д елять накопленную энергию в виде
сейсмических волн. Если представить себе один из сейсмических э л е ­
ментов в виде элементарного кубика горной породы (рис. 95) с длиной
ребра U, ориентированного по осям координат, его п олож ен ие A B C D
отраж ает начальное недеф ормированное состояние. И с п ы ты ва я дилатацию, после достиж ения предельной деф ор м аци и ( е мак с ) , кубик упруго
деформируется, переходя в парал л ел еп и пед, п риобретая ф орм у AB' C' D,
н акапливая при этом потенциальную упругую энергию. П р и д о с т и ж е ­
нии предельного ск ал ы ваю щ его н а п р я ж е н и я т Ма'кс = /геМакс, где h — мо­
дуль сдвига.
П осле разры ва по плоскости 0 0 ] происходит вы свобож дение у п ру­
гой энергии с образован ием трещ ины. П оследн и е в озникаю т в разн ое
время и в разны х местах среды. М а к с и м а л ь н а я величина п отен ц и ал ь­
ной упругой энергии будет оп ред еляться вы раж ен и ем : /^— Тмакс-емаксХ
Х / ; 3/2, где I? — объем куба.
При благоприятны х геоморфологических и тектонофизических у с­
ловиях ка к бы « зап еч атан н ая » в недрах п о тен ци ал ьн ая у п ру гая энер­
гия мож ет в ы свобож даться в виде энергии землетрясений.
П о существующим представлениям, в геодинамических полях пре­
об ладаю т силы сж ати я. Они х арактерн ы примерно д л я 85 % всех с р а в ­
нительно сильных землетрясений. Только несколько процентов пад ает
на растяжение. Эта р азн и ца подчеркивается количеством сум марной
сейсмической энергии, освобож даем ой в зон ах с ж а ти я и зо н ах р а с т я ­
жения. Имеющиеся немногочисленные д ан н ы е п оказы ваю т, что в н а ­
275
стоящ ее в р ем я р ас т яж е н и е ох ваты ва ет примерно 5 % поверхности
Зем л и. Р а с т я г и в а ю щ и е н а п р я ж е н и я имеют л окал ьн ы й характер и коррелирую тся с зонам и трещ иноватости и д роблен и я горных пород. Н аи ­
большие добавоч н ы е (к геостатическому) н ап р яж ен и я (а!+ст2) / 2 — Р
достигают, по П. Н. Кропоткину и Б. И. Фролову, м аксимальной вели­
чины на глубине 15— 40 км, где они п р и б л и ж аю тся к 2000-^3500 кг/см2.
П ри этом на основании изучения барических минеральны х ассоциаций
в метам орф ических породах вы является, по данны м А. Миясиро, что
во в р ем я о б р а зо в а н и я многих ком плексов динам ометаморфических по­
род д ав л ен и е в коре, вероятно, было выше названны х цифр. Н а этом же
уровне (15— 40 км) вы д ел яется более 60 % сум марной энергии зем ле­
трясений на наш ей п лан ете [28, 36].
П о мнению И. Г. С имбиревой и П. Н. Н и кол аева, зависимость н а­
пряж ени й от глубины меняется и имеет вид осциллирующей кривой с
чередованием зон повышенных и пониженных напряжений. Участки
ан ом альн о высокой н ап ряж енн ости горных пород коррелирую тся с зо­
нами повышенной сейсмической активности, местами с зонами повы­
шенных значений теплового потока. К а к установлено, в этих ж е райо­
нах оси с ж а т и я ( а з ) ' ориентированы перпендикулярно осям неотекто­
нических поднятий (С кан д и н авски е горы, У рал, А лтай и др.) и осям
п олож ительн ы х и отри цательны х изостатических аномалий [28, 36].
То ж е в ы я в л я ется и из а н а л и за геодезических данны х по современным
д еф орм а ц и ям (Япония) и сейсмологических. А нализ механизмов зем­
летрясений позволил в 1972 г. А. В. Введенской совместно с Л. М. Балакиной, Н. В. Голубевой, Л . А. М иш ариной и Е. И. Ш ироковой по­
строить ка р ту упругих н ап р яж е н и й Зем ли. Из рис. 96 видно, что поле
упругих н ап ряж ен и й имеет план етар н ы й х ар актер; наиболее сейсмиче­
ски ак т и в н ая об ласть З ем л и — Тихоокеанский сейсмический пояс — на­
ходится в условиях горизонтального одностороннего сж атия. Р иф то­
вые ж е структуры З е м л и (Срединноокеанический хребет, Восточно-Африканский и Б ай к а л ь с к и й рифты) находятся в условиях горизонталь­
ного растяж ени я.
С ущ ествование глобального п оля сж им аю щ и х н апряж ений Н. Хает
и П. Н. Кропоткин об ъ ясн я ю т п р од о л ж а ю щ и м ся и в н астоящ ее время
сокращ ением р ад и у са Зем л и. О д н ак о натурны е определения н ап р я ж е­
ний имеют столь зн ачительны й р а зб р о с точек, что, по мнению Н. К. Булена, осреднение их одной линейной зависимостью , к а к это делаю т
у ка зан н ы е авторы, практически невозможно. П оэтому представление о
глобальн ом п рео б ладан и и горизонтальны х нап ряж ени й сж ати я, оче­
видно, требует дальнейших: подтверждений.
М ехани зм сейсмических явлений очень сложен. В результате р а з ­
личных процессов в недрах З ем л и н ак а п л и в аетс я упругое напряжение.
Среда, где происходят эти явления, носит н азван ие очага зем летрясе­
ния. Очаг* генерирующий импульсные тектонические движ ения, р ас­
см атри вается к а к часть пространства, внутри которого происходят
разры в ы и интенсивные неупругие деформации, приводящ ие к зем ле­
трясениям, быстрые непрерывные д ви ж ен и я среды — пластичные и д р у­
гие, имею щ ие необратимы й или медленно обратимы й характер , различ­
ное распределение н ап ряж енн ого состояния, обусловленное разрывами,
с у ч астк ам и повыш енных и -пониж енны х н ап ряж ени й (рис. 97). Г ран и ­
цы оч ага условны. Ф орм а и разм еры его очень различны и оп ределя­
ются особенностями поля нап р яж ени й . К асател ь н ы е нап ряж ени я вокруг
р а зр ы в а в одних случаях- сн и ж аю тся, а других — повышаются. Н а кон­
цах р азры вов, по д ан ны м изучения на моделях, н ап р яж ен и я сильно по276
вышаются. П ри об разован ии р азры вов сложной формы распределение
напряжений вокруг них о к а зы в ае тся особо слож ны м. З а пределам и
объема очага пространство хар а к т ер и зу ет с я накоплением упругой э н е р ­
гии. По р азм ерам оно м ож ет быть намного больш е о ч ага з е м л е т р я с е ­
ния. Это п одтверж дается изменениями наклонов земной поверхности
перед сильными зем летрясен иям и на р асстоян и ях в несколько сотен и
тысяч километров от эпицентра, а т а к ж е повторными нивелировками,
выявляю щими деф орм ации земной коры, п редш ествую щ ие з е м л е т р я ­
сению. О ч аговая область Таш кентского зем летр ясен ия 1966 г. п о к аза н а
на рис. 98.
■
М еханизм очага до н астоящ его времени остается не у ста н о в л ен ­
ным. Существует несколько гипотез, в той или иной мере согл асую щ и х ­
ся с накопленным ф актическим материалом- В 1911 г. бы ла п р е д л о ж е ­
на модель возникновения зем летрясений o r «упругой отдачи» при сколовой деформации, р а з р а б о т а н н а я X. Рейдом. Там , где н ап р яж е н и я
превосходят предел прочности горных пород, во зн и каю т очаги зе м л е ­
трясений. Но н ап ряж ен и я р а з р ы в а не могут меняться в очень широких
пределах. О бр азу ю щ иеся ж е зем летрясен ия имеют ш ирокий д и ап азо н
по вы деляю щ ейся энергии. Д л я Аляскинского зем летрясен ия 1964 г.
(М = 8 7г) в ы д ел и вш аяся энергия о к а з а л а с ь равной 1018 Д ж , или э к в и ­
валентной энергии подземного в зр ы в а 100 ядерн ы х бомб до 100 м е г а ­
тонн к а ж д а я . Энергия таких зем летрясений в 10 10 раз превосходит э н е р ­
гию слабы х сейсмических толчков. Бы л сделан в аж н ы й вывод, что
энергия зем летрясений в основном о п ределяется не н ап р яж ени ем
и
накоплением деформаций, а р азм ер ам и той области, внутри которой в
результате зем летрясений исчезаю т сдвиговые н ап р яж е н и я. Бы ли в ы ­
ведены эмпирические соотношения м е ж д у длиной р а зл о м а и ам п л и ту ­
дой землетрясений (рис. 99). Установлено, что о св о б о ж д а ю щ а я с я э н е р ­
гия и магнитуда толчка определяю тся только объемом очага. О тсю да
один из наиболее вероятны х механизм ов о б р азо в ан и я очага крупного
землетрясения состоит в «вспары вании» сейсмического ш ва. Р а зр ы в ,
начавшийся в зоне концентрации н апряж ений, с огромной скоростью
(до 3— 4 км/с) распро стр ан яется на значительную часть или весь а к ­
тивизированный или вновь о б разо в ав ш и й с я разры в. О пределение ср ед ­
них скоростей такого « вспары вания» сейсмическими методами п о к а з а ­
ло, что они изменяю тся в довольно широких п р ед ел ах д л я з е м л е т р я с е ­
ний разной силы. Н апри м ер, д л я толчков с М ^ 7 среднее значение
иВСп колеблется в д и ап азон е 1,9— 4,9 км/с; а д л я зем летрясен ий мень­
шей силы ( М < 7 ) в диапазоне 3,1— 7,8 км/с, что намного превосходит
скорость поперечных волн. Т акие скорости возм ож ны при разруш ении
среды в очагах землетрясений. П ри этом о ка зал о сь , что скорость
«вспарывания» ш ва цунамиопасных зем летрясений д л я толчков о д и н а ­
ковой магнитуды примерно в 1,5 р а з а ниж е, чем соответствующ ие ско­
рости нецунамигенных разры вов.
Энергия, вы д ел я ю щ ая ся при землетрясении, расходуется не только
на возбуж дение сейсмических волн. В очаге она за т р а ч и в аетс я на п ро ­
явление пластических деф орм аций, преодоление сил трения и другие
процессы. Ч асть энергии п рев р ащ а ет ся в тепло. Существует мнение,
что оно в 100 раз и более превы ш ает энергию сейсмических волн и спо­
собно значительно увеличивать тепловой поток. При очень сильном
землетрясении в очаге могут перем ещ аться гром адны е объемы горных
масс, что может привести к некоторым изменениям п оля силы т я ж е ­
сти (Аляскинское зем летрясение 1964 г.). П оскольку горные породы,
слагаю щ ие земную кору, магнитоактивны и о б л а д а ю т электропровод277
Of
t
t
t
t
t
t
Рис. 97. Формы очагов землетрясений и влияние ориентировки
ранее образованны х разры вов на величину максимальных к асатель­
ных напряжений. П о М. В. Гзовскому
/ — направление общ его наибольш его равномерного сж атия; 2 — ранее обра­
зованны е разрывы; 3 — сниж ение величины касательных напряж ений в сред­
нем на 40% ; 4 — то ж е , н а -2 0 % ; 5 — отсутствие влияния; 5 — повышение ве­
личины напряж ений в среднем на 15%; 7 — то ж е , на 25%
Рис. 98. О чаговая область Ташкентского земле­
трясения под городом. По В. И. Уломову
Рис. 99. П оложение, форма и соотношение размеров очагов сильнейших землетрясении
XX в. на территории СССР. По Н. В. Ш ебалину
Кружками отмечено место главного толчка и афтершоков; стрелками в круж ках — направление подвижек;
стрелки у поверхности — величина вспучивания по д а н ­
ным повторного нивелирования
Землетрясения: I — Кебинское, 1911 г., М-8,3; II — Красноводское, 1895 г., М-8,2;
1949 г., М-7,5; IV — Каратагское, 1907 г., М-7,2; V — А ш хабадск ое, 1948 г., М-7,3;
ское, 1902 г., М-6,9; VII — Крымское, 1927 г., М-6,8; VIII — К азандж икское, 1946
Д агестанское, 1970 г., М*6,6; X — Зангезурское, 1931 г., М - 6,7; XI — Гармское 1941
Чхалтииское, 1963 г., М-6,2; XIII — А ндиж анское, 1902 г., М-6,0; X IV - Горийское,
XV — Анапское, I960 г., М-5,3
III
Хаитское,
VI — Ш емахинМ-6,75; IX —
г., М-6,5; XII —
1920 г., М-5,75;
ностью, в процессе зем летрясен ия в его эпицентре происходят измене­
ния магнитного и электрического полей.
И м п ульсн ы е д в и ж е н и я в виде зем летрясений регистрируются сей­
смическими станциям и (ежегодно около 100 тысяч зем летрясений).
Но они очень разл и чн ы по интенсивности и по количеству выделяемой
энергии. О ко ло 80 % всей энергии п а д а е т на глубины от 0 до 60 км.
П р и этом б о л ь ш а я часть очагов л о к ал и зо в ан а на глубинах 5— 30 км,
хотя заф и к с и р о в а н ы очаги до глубин 700 км и более. Н еизбеж ен вы ­
вод, что у разн ы х геологических структур разного геофизического
строения и в разной терм одинамической обстановке, на разны х глуби­
нах з а р о ж д е н и я импульсных д виж ений действую т различные механиз­
мы. Н а больших глубинах, в об ла стя х высоких д авлений и температур,
механизм , пр ед лож ен ны й X. Р ейдом , значительно осложняется. В этих
условиях, по мнению О роуэна, во зм ож н о проявление пластического
сдвига твердой среды за счет вязкого скольж ения. Одной из причин
пластического сдвига на больш их глубинах могут явл яться местные
расп л ав л ен и я горных пород в резул ьтате накопления упругой энергии.
П ри объяснении причин глубокофокусны х землетрясений помимо со­
ображ ений, в ы сказан н ы х В. Н. Ж а р к о в ы м , следует иметь в виду р а з ­
ную тем п ератур у о х л аж д ен и я под океан ам и и континентами, которая,
по р асчетам Т. Д ж е ф ф р и с а , д о л ж н а в ы зв ать на границе континента и
океан а (на гл уби н ах 400 км) особо сильные н ап р яж е н и я — до 107 Па,
что превосходит прочность м а т е р и а л а на данных глубинах. П ри этом
нужно иметь в виду увеличение периода вращ ени я Земли, которое вы­
зы вает н ап р яж е н и я в оболочке п о ряд ка 107 П а. Наконец, возможное
наличие конвекционных токов внутри Зе м л и вследствие разности тем­
п ератур м е ж д у ядром и поверхностью и м е ж д у дном океана и конти­
нентальны ми ч асти ц ам и , по расчетам , т а к ж е мож ет в ы зв ать тангенци­
ал ьны е н ап р яж е н и я в оболочке п о р яд к а 106 П а. По мнению Е. Ф. Саваренского, глубокофокусны е зем летрясен ия могут быть следствием
полиморф ны х изменений вещ ества, наприм ер рекристаллизации, изме­
нения упаковки, т. е. кристаллической структуры, что сопровож дается
выделением или поглощ ением энергии, к а к при ф азовы х переходах
вещ ества (например, из твердого в ж и д к о е).
О д н ако большинство зем летрясен ий поверхностные; они представ­
ляю т собой не только следствие тектонических деформаций, но и сами
вносят в к л а д в величину этой деф орм ации, я в л яя сь частью процесса
квазипластического д еф орм и рован ия. П ри этом зем летрясения разной
интенсивности, разн ы х классов играю т различную роль. Землетрясения
выш е некоторого кл а с с а ч ащ е всего рассм атриваю тся к а к следствие
дискретны х р азр ы в о в в среде; более сл аб ы е зем летрясения будут
к а к бы « р а зм азан ы » и р ас см а тр и в аю тс я лиш ь к а к накопление деф ор­
маций этой среды.
В пред ел ах одного' большого р азл о м а в подвиж ках по нему сей­
смологи вы деляю т две части: сейсмическую, связанную с излучением
сейсмических волн — это, по Ю. В. Ризниченко, «шумные» сейсмиче­
ские д ви ж ен и я и асейсмическую, связанную с крипом, по В. В. Костро­
ву,— «тихим» скольж ением по р азлом у. Т ак ое разделение, конечно,
чисто условно, и качество д ви ж ени я («тихие» или «шумные») зависит
от уровня регистрируемого ’ класса зем летрясен ия (чувствительности
п риборов). П одвиж ки , связанны е со слабы ми нерегистрируемыми зем­
летрясениями, д о лж н ы быть отнесены к асейсмической части движения.
Н аб л ю д ен и я н ад зем летрясениями, по В. В. Кострову, позволяю т по­
лучить величину только сейсмической части подвижки. Т аким образом,
280
Рис. 100. Схема сейсмического течения горных масс. П о Ю. В. Ризниченко
А — схема процесса в природе. Кружки разны х разм еров — гипоцентры землетрясений. Б — рас­
четная модель, позволяющ ая установить количественную связь м еж д у показателями очаговой
сейсмичности и скоростью деф орм аций в н едр ах, гд е происходит течение. Отдельные кубики —
расчетные сейсмические элементы
в тектоническом крипе могут быть вы делены две части: непрерывно
пластическое течение и разры в н о непреры вное течение, которое
Ю. В. Ризниченко н азв ал сейсмическим течением горных масс
(рис. 100). Идеи, разв и ва ем ы е упомянуты ми авторам и, в н ауке п о я ­
вились в начале 50-х годов и связан ы с именами сейсмологов X. Беньоффа, К. Б у л л ен а и Б р ун а. О д н ако они п р о д о л ж а ю т р азв и в а ть ся гео­
логами М. В. Р ац ем , С. Н. Ч ерны ш овы м, М. Н. Погребенским, С. И. Ш е р ­
маном и др.
Р азр ы в ы проявляю тся при разн ой величине н ап ряж ен и й и, как
полагал М. В. Гзовский [14], в соответствии с теорией длительной
прочности, по которой д ля р азруш ен и я горных п оро д требуется опре­
деленное сочетание величины н ап р яж е н и я ( т) с длительностью ее д ей ­
ствия. К роме того, необходимо учиты вать тем пературу и давлен ие (в
соответствии с гипотезой О. М о о р а ), а т а к ж е величину, з н а к и н а п р а в ­
ление напряжений, которые меняю тся во времени в соответствии с х а ­
рактером проявления движений. П ериоды этих изменений очень р а з ­
личны (от нескольких лет до д есятков миллионов л е т ) .
Р а з в и в а я представления М. В. Гзовского об образован ии тектони­
ческих разрывов, М. В. Р а ц выделил стадии, которые сопоставляю тся
с соответствующими сейсмологическими п р оявлениям и (табл. 8).
Новый иерархический уровень рассм а т р и в ае тся М. В. Р а ц е м ка к
разрыв, возникший на предыдущ ем этапе, который о к а зы в а е тс я одним
из составляю щих нового, более крупного разр ы в а, проходящ его те ж е
стадии. Помимо этого следует иметь в виду дополнительны й м е х а­
низм, вы р а ж аю щ и й ся в непосредственном р азра стан и и р а зр ы в а в д л и ­
ну (с одновременным ростом ам плитуды см ещ ения к р ы л ьев), которое
мож ет происходить ск ачкообразн о или постепенно — путем крипа. Тре281
Т а б л и ц а -8
Стадии формирования разры ва. По М. В. Рацу
Стадия
1
2
3
Геологическая характеристика
Сейсмологическая (сейсмоакустическая)
характеристика
Равном ерное растрескивание по всему Равномерное (по времени и про­
деф ормируемому объему
странству) «потрескиваниеж
Сгущение трещин в локальны х зонах,
В озрастание энергии упругих им­
рост и слияние их друг с другом
пульсов, форшоки
О бразование и «мгновенное» р а зр а ­ Главный толчок землетрясения
стание магистральной трещины (р аз­
рыва)
П ерераспределение напряжений в о ­ Афтершоки
круг разры ва, рост трещин оперения
П ереход на новый иерархический уровень
щины р а зр а ст аю т с я в длину путем поглощения относительно мелких
трещин вблизи концов разр ы ва, слияния мелких трещин друг с дру­
гом и с крупным разры вом.
П ер ед об р азо в ан ием м аги стральн ого р азр ы в а во вторую стадию
х ар а к т ер горизонтального см ещ ения грунта (А) и густота трещин (Б)
ка к функции р ас тя ж е н и я до р а зл о м а качественно те же, что и х а р а к ­
тер д еф ор м ац и й земной поверхности после сильных землетрясений
(рис. 101, А, Б ) . Интересно, что горизонтальны е смещения по разлому
Сан-Андреас, в ы я вл я ем ы е геодезическими методами, сосредоточены
т а к ж е в узкой зоне. Н а расстоянии 10 км от р а зл о м а деф орм аци я со­
ста в л я е т всего 0,086 м акси м ал ьн о й в центральной части. Концентрация
горизонтальны х д еф о рм аци й в такой близости от р азл о м а (по данным
повторных нивелировок) в ы зв ан а уменьшением жесткости п ерем ещ аю ­
щихся блоков, что м ож ет быть обусловлено многочисленными трещ и­
нами. Зо н у горизонтальны х смещений мож но р ассм атри в ать ка к ре­
зу л ь та т н акопления и сум м ирования мелких смещений при бесконеч­
ных сл аб ы х (элем ентарны х) импульсных движ ениях, ответственных
за «сейсмическое течение» и проявление непрерывно пластического те­
ч е н и я — «шумные» и «тихие» д ви ж е н и я (рис. 101, В ) .
Рис. 101. Горизонтальное смещение грунта (А, в м) и густота трещин (Б, в м_ |) как
функция расстояния до разлом а (по М. В. Р а ц у ); В — граф ик деформаций (о) попе­
рек зоны разлом а С ан -А н др еас непосредственно перед Сан-Францисским землетрясе­
нием 1906 г. По X. Беньоф ф у
А: 1 — геодези ч еск и е данны е по землетрясениям Танго, 1927 г.; 2 — землетрясение И ду, 1930 г.
(аппроксимирую щ ие кривые Чиннери и П етрак а). Б — геологические данны е по разломам Тадж и­
кистана: 1 — Г улизинданскому, 2 — Вахш ском у, 3 — безы м янном у в долине р. Вахш
282
Рис. 102. Часть очага зем летря­
сения с афтерш оками на относи­
тельно гладком участке и в зоне
зацепа. По Н. В. Ш ебалину
Запись очень «мягкого» (а) и очень
«жесткого» (б) афтершоков Кумдагского
землетрясения
14.111.1983
г.,
12 ч. 12 м (Зап адная Туркмения): а —
18.IV.1983 г., 01 ч. 2 5 ' м, М -5,3, R =
= 18 км; б — 22.111.1983 г., 18 ч. 32 м,
М-4,4, R = 10 км. / — главная трещина
и очаги афтершоков;
2 — м едленное
проскальзывание; 3 — срыв зацепа
В 1984 г. Н. В. Ш еб ал ин пред ло ж ил р я д дополнений д л я модели
очага землетрясения, которые объясняю т -короткопериодные колеб ан и я
с большими ускорениями, особенно разруш ител ьн ы м и д л я инж енерны х
сооружений. По его представлениям, за излучение р азр у ш аю щ и х к ол е­
баний несет ответственность не очаг в целом, а совокупность о с л о ж н е ­
ний вдоль главного р азр ы ва. П ри этом разл и чн ы е кинематические ти ­
пы разломов (сдвиг, сброс, надвиг) п о рож д аю т р азл и чи е в интенсив­
ности короткопериодного излучения (при горизонтальном р астяж ени и
они меньше, чем при сж а т и и ). Г л ад ки е участки очага вдоль главного
разры ва чередуются с «зацепами», м еш аю щ ими полусвободному спол­
занию крыльев р азр ы в а (крип у). П о д анны м сейсмограмм хорошо вы ­
являю тся шероховатости — зацепы и глад ки е участки. П ри этом афтершоки с очагами в ы я вл я ю тся к а к в м естах почти свободного ск оль­
жения, т а к и в местах зац еп ов (рис. 102). Н а гл ад ки х у ч астк ах про­
цессы в очаге при М » 5 д л я т с я более 10 с, что отвечает «медленному»
землетрясению. В местах зацепов аф терш оки почти обычны, хотя
чрезвычайная краткость и жесткость процесса приводит к тому, что при
той ж е интенсивности толчка около 5 бал л о в м а кси м ал ь н о е ускорение
достигает 0,3 g.
В линейных структурах п оследовательны е импульсы зе м л е тр яс е­
ний в сочетании с медленными п одв и ж кам и постепенно в ы г л а ж и в а ю т
зеркало разл ом а, ум еньш ая его шероховатость. Это свойственно д р е в ­
ним зонам разломов, которые при равны х м агн и туд ах менее опасны,
чем молодые, имеющие большое количество заЦепов, яв л яю щ и х с я ис­
точником короткопериодных р азр уш и тел ьн ы х колебаний. Особо си л ь­
ные зем летрясения д л я данной зоны способны срезать, дробить поро­
ду, ликвидируя все зацепы. П роисходит медленное разви тие (крип).
Поэтому повторение сильного зем летр ясен ия в данной геологической
ситуации становится невозможны м, что типично д л я континентальны х
шовных зон (А ш хабадское зем летрясение 1948 г.).
Срыв зацепа, ка к у к а зы в ае т Н. В. Ш еб ал и н ,— процесс н ео б р ати ­
мый. Однако развитие поперечных структур м ож ет наруш ить в ы р а б о ­
танную поверхность р азл о м а и создать новый зацеп. Н а и б ол ьш и е к а т а ­
строфические последствия возникаю т у зем летрясен ий с очагами, л е ­
ж ащ им и в непосредственной близости от земной поверхности (см.
рис. 99).
Новые идеи о происхождении импульсных движений. Р а зв и т и е э к ­
спериментальных работ по выявлению механического поведения гор­
ных пород при повышенных д ав л ен и я х и тем п е р ату р ах позволило в ы ­
явить закономерности трещ ин ооб р азо ван ия и их роль в формировании
283
землетрясений. В н а ч а л е 70-х годов появились две новые модели: л а ­
винно неустойчивого трещ ин ооб р азо ван ия ( Л Н Т ) , с 1975 г. р азв и вае­
м ая В. И. М ячкиным и др. [34] в Институте физики З е м л и АН С ССР,
и дил ат ан си о нн о-д и ф ф узион н ая ( Д Д ) , п р ед л о ж ен н а я в 1973 г. ам ери­
канскими сейсмологами
(К. Ш ольцем, Л . Сайксом, Д . Андерсеном
и др.)- Теоретический основой этих моделей явились л аб ораторн ы е
опыты н ад разруш ен ием обр азц ов горных пород и натурные наблю ­
дения.
И зучение зем летрясений в С С С Р и С Ш А п оказало, что отношение
сейсмических скоростей vp/ vs п еред толчком уменьш ается до ан о м аль­
но низких величин. Толчок происходит ср а зу после возвращ ения отно­
ш ения vpj vs к их н орм альной величине. П о дилатансионно-диффузионной модели было установлено, что сухая порода и обводненная ведут
себя по-разному. П роцесс происходит в несколько стадий (рис. 103).
П е р ед разруш ением об р азец горной породы претерпевает неупругое
объемное увеличение вследствие возникновения множ ества микроскопи­
ческих трещин. Это явление было н азв ан о дилатан си ей (неупругое
изменение о б ъ е м а ). Р асш и рен и е приводило к потере воды во вновь об­
разую щ ихся порах и трещ инах, что обусловли вало уменьшение скоро­
стей продольны х волн Vp и не в л ияло на поперечные волны v S- Отно­
шение vp/ vs ум еньш алось. З а т е м вследствие дифф узии и подтока ж и д ­
кости со стороны порода обводнялась. Соотношение v P/ v s к этому вре­
мени в о зв р а щ ал о с ь к исходной величине. Весь процесс происходит на
фоне постепенно п р о д о л ж а ю щ ей ся ак кум уляц и и тектонических напря­
жений, в ы зы ваю щ и х увеличение эф ф ективной напряженности. При з а ­
полнении пор и вновь о б разо в ав ш и х ся трещ ин водой внутрипоровое
д ав л ен и е я в л яе тся той критической добавкой, которая приводит в дей­
ствие триггерный (спусковой) механизм с образованием толчка зем ле­
трясения. Т ак о в а сущность модели Д Д . П ри этом считается, что глав­
ный действую щ ий ф актор в этом процессе не тектонические н ап р я ж е­
ния, а и зм еняю щ иеся свойства среды, величина внутрипорового д а в ­
ления; тектоническая обстановка при этом оттесняется на второй план.
Увеличение об ъ ем а породы п еред разры вом впервые было отмече­
но Б р и д ж м е н о м эксп ери м ен тальн о при одноосном сж атии мрамора.
С н а ч а л а объем ум еньш ается с увеличением сж им аю щ и х сил. При
больш их н ап р яж е н и ях происходит увеличение объема. Это явление на­
блю д ал ось при эксперим ентах на многих м а т е р и а л а х (сталь, мыльный
камень, тал ьк, д и а б а з, гр ан и т), св язы в ае тся оно с разруш ением струк­
туры м а т е р и а л а перед р азры вом и соп ровож дается резким падением
упругих модулей в направлении, перпендикулярном сжатию. Снижение
упругих модулей и скоростей р аспростран ен ия упругих волн отмечалось
в гранитах, песчанике, известняке, каменной соли. Этим объясняется
снижение скоростей р аспростран ен ия сейсмических волн перед зем ле­
трясением, которое д о л ж н о быть наиболее значительным в н ап р ав л е­
нии, перпендикулярном осям сж ати я. П о д анны м л аб ораторн ы х опы­
тов описанный э ф ф ект выявлен и д л я гранитов; его можно ож идать в
земной коре до глубин 15-Г-20 км.
П роцесс подготовки 'зем летрясен ия с позиций лавинно неустойчи­
вой модели тр ещ и н оо б разов ан и я (Л Н Т ) происходит т а к ж е в несколько
стадий (рис. 104). Н а первой стадии под действием равномерно усили­
ваю щ егося н а п р я ж е н и я число и разм ер ы трещ ин в горных породах
медленно нарастаю т. П е р ед катастроф ическим землетрясением эта ста­
дия д ли тся сотни и тысячи лет, в то врем я к а к в последующую ста­
дию — всего около десятка лет. П ри переходе ко второй стадии расстоя284
Г
ш
I
Электрой
Г
сопротив­
ление
Изменение
на=157«
А.
Приток Б О Д Ы ( И Л И
р а д о н о в а я эм и сси я)
Ге о д е зи че ск и е
измерения:
вертикальные
движения и др.
Ш
I
Viy+y
Число сеи с м и ч ес ких с о б ы т и й
'Р о р ш о к и
I
П
Аф терш оки
W
Рис. 103. Изменение физических п ар а­
метров по модели Д Д . По К. Ш ольцу,
Л. С айксу и др.
Рис. 104. Изменение физических п арам ет­
ров по модели Л Н Т . По В. И. М ячкину
и др.
Стадии сейсмического цикла: I — нарастание
упругой деформации; II — преобладание дилатансии; III — п реобладание притока воды;
IV — афтершоки; V — землетрясение и внезап ­
ный сброс напряжения
I, II, III, IV — стадии развития разруш ения: а —
деф орм ация;
6 — скорости сейсмических волн;
в — средн ее значение общ ей площ ади поверхно­
сти трещин; г — наклон графика зависим ости ча­
стота — магнитуда;
д — пористость,
радоновая
эмиссия;
е — электросопротивление;
С — сухие
породы; Н — насыщенные породы
ние меж ду вновь об разую щ и м и ся тр ещ ин ам и ум еньш ается и они начи­
нают взаимодействовать. Ч и сло трещ ин л ав и н оо б разн о растет. П оле
напряжений внутри области подготовки зем летр ясен ия становится не­
однородным. Это приводит к тому, что в процесс вовлекаю тся новые
группы трещин и за т о р м а ж и в а е т с я р азв и ти е тех, которы е о к а зал и сь в
местах ослабленных напряжений. Скорость д еф орм аци и резко в о зр а с ­
тает, а средние м а к р о н ап р яж е н и я в зан ятом трещ инам и объеме н ачи­
нают ослабевать. Р а зр у ш а ю щ и й с я объем заклю чен внутри еще б оль­
шего объема, который ка к бы принимает часть нагрузки от о с л аб л ен ­
ной, растрескиваю щ ейся части, где за р о ж д а е т с я разры в. П роцесс трещ иннообразования неустойчив и не м ож ет п р о д о л ж а т ьс я во всем о б ъ е ­
ме. Он или затух ает или концентрируется в узкой зоне (третья с та д и я ),
где формируется несколько больших трещин. В это время трещ ины на
периферии перестают разви ваться, зак р ы в аю т с я, частично ка к бы з а ­
лечиваются. В узкой зоне отдельны е трещ ины объединяю тся и о б р а з у ­
ют магистральны й разры в, который резко сб р асы в ает н апряж ения.
Возникают мощные упругие волны, происходит землетрясение.
285
По двум описанным моделям происходит изменение физических
свойств среды, об разую щ ей очаг будущего землетрясения. Этим объяс­
няется изменение отношений скоростей v Pj vs во времени, флуктуации
геофизических полей, и зм еряем ы х приборами, деф орм ации и наклоны
земной поверхности в очаговой зоне, устан авл и в аем ы е геодезическими,
геофизическими методами, изменениями эмиссии радона, электрическо­
го сопротивления горных пород и т. д. Все эти явлен и я получили на­
зван ие предвестников землетрясений. О бе описанные модели могут
объяснить поведение предвестников, которые ведут себя почти одина­
ково в р а м к а х обеих моделей и совп ад аю т с данны ми наблюдений, если
проводить измерения непосредственно в зоне подготовки землетрясения.
Н а второй стадии это совпадение естественно, т а к к а к объясняется
одним и тем ж е эф ф ектом — резким ростом числа трещин. Н а третьей
стадии отношение v P/ v s к а к бы восстанавл и вается, деф орм аци я почти
не изменяется. По модели Л Н Т это мож но объяснить закрытием тре­
щин в большей части об ъем а; по модели Д Д — заполнением пустот
водой. С ущ ественны е отличия этих моделей вы являю тся в поведении
сл аб ы х толчков, п оступаю щ их из области подготовки сильного зем ле­
трясения. С огласно модели Д Д , на второй и третьей стадиях должно
н аб л ю д ать ся зати ш ь е — уменьш ение числа толчков, и лишь непосред­
ственно перед гл авны м зем летрясением п оявляю тся форшоки (толчки,
происходящ ие до главного зем л е тр яс ен и я ). С точки зрения модели
Л Н Т на этих ж е стади ях су м м а р н а я энергия сл аб ы х толчков и сум­
м а р н а я п л о щ ад ь разры вов, о б разую щ и хся при этих толчках, увеличи­
вается и л иш ь затем наступает относительное затишье. В основе т а ­
кого несовпадения леж ит, по В. И. М ячкину, различны й подход к про­
цессу трещ ин о об разо ван ия. По модели Л Н Т зем летрясение — сдвиго­
вый динам ический разры в, и готовится он подобными разры вам и -тре­
щинами, но меньшего р азм ер а; согласно модели Д Д сдвиговые разрывы
при зем летр ясен и ях готовятся отрывными трещ инам и, а сл абы е толчки,
так ж е ка к и сильные,— следствие этих отрывных трещ ин [34 и др.].
Описанны е предвестники зем летрясен ия обнару ж и ваю тся на протя­
жении месяцев и л ет и этот период тем больше, чем сильнее готовя­
щееся зем летрясение. В больш инстве случаев они представляю т собой
реакцию среды па всп ары вани е п ерем ычек м е ж д у разр ы вам и в узкой
зоне. Это тот ж е процесс, который п ред варяет крупные форшоки при
объединении двух или нескольких больших трещин.
М ож н о отметить, что модель Д Д не всегда подтверж дается на
практике. Так, при изучении зем летрясения, в пустыне Мохова ( К а ­
лиф орния) в июне 1973 г .- с 'М = 5,2 не было зарегистрировано падения
скорости сейсмических, волн, п редусм атриваю щ егося гипотезой дилатансии (X. К а н а м а р й ) . -„'По-видимому, зоны неупругого расширения
пород, т. е, области дилатансии, нельзя р ассм атри в ать вне геологиче­
ской структуры и строения. К а к мы у к а зы в ал и [13], разруш ение пород,
со п ровож д аю щ ееся неупругим ■объемны м увеличением, не мож ет про­
исходить во всем объем е массива. Аномалии с vp/ vs в основном д о л ж ­
ны быть приурочены к зон ам тектонических неоднородностей и к з о ­
нам потенциальных разлом ов. Д и л а та н с и ю следует рассм атривать как
проявление тектонических; д еф орм аци й , которые в большинстве случаев
подчиняю тся блоковому строению земной коры, что не учитывает мо­
дель Д Д . В связи с этим' процессы дифф узии — подтока жидкости со
стороны —■возм ож н ы только по системе трещ иноватости, а не по поровым трещ ин ам , п ронизы ваю щ им всю породу. В конечном итоге при­
чиной триггерного м ехан изм а будут изменения тектонических напря286
ri о
дей с т в и е
Ра,
Н с т а р и /г
г е е л р г и v e c n a zv
/
feup/z/ji/vee/ri/e
х а р а /г т е р и с т а /ш
paj#i//T7t/jf
//рЛеишие
•Миже//ил
т е / с /7 7 0 //и v е с л и е
£fftfperfe////£>/e
777e/fT770ȣ/VeCM/e
tffii/jtce/fi/#
\
Гемт7едат77ур//й/е
f/e£7t7/f0P0£?/7£7C/7IU ff
каре а 0е//л//ей
мантии
~
( /т/ерперлрргие
/Г.£777ряже//г//г)
TfffCMUvec/rue
3/71//7/71//7 //7 p l//7 l/# t> 7
3 /770e/7t?ffU 0#£7/7CY/re,
//ера0г/емер//0с/77б с/трр о с 7771/ 0раш е//а/г // л р я ч ./
/fff/7UY l/e f /7 < 7 J A ftp /> 7
u
p /e p /ia
/7 p a v //o c n ?
/fb/х //e0/7//0/7fff//0cmeit
/
Ги#р0 ге0 /7 0 г1/ vec/rc/e
p / 0 jГ/770/7А/, Щ /р /гу /7 /?Ц и /Г
P0C/7700P00f I// /Г0//Це/Г/77/70Ц 1/# £ / X ///> f£ /J/i
/ .
£/77py/r/77y/7/f£//j
/Г0///77р0#6
Рис. 105. С тохастическая
модель сейсмотектониче­
ских связей. П о П. Н.
Н иколаеву
жений. Все процессы в зоне очага п арагенетически связан ы м е ж д у со­
бой, первопричиной ж е яв л яю тся внутренние геологические процессы,
управляю щ ие тектоническими д виж ениям и, вы зы ваю щ и м и д еф орм аци и
и напряженное состояние массивов горных пород.
Накопление упругой энергии идет за счет тектонических д е ф о р м а ­
ций, изменяю щ их во времени свою скорость. Это о б я зы в а е т нас р ас­
сматривать зем летрясение к а к слож ны й геологический процесс. П о ­
этому считать, что об р азо в ан и е м аги стральн ого р а зр ы в а — явление
порогового типа, которое происходит, когда н ап р яж е н и е горных пород
возрастает до величины, равной их критической прочности,— крайне
упрощенно. Необходимо в п ред л а гаем ы х м оделях учиты вать в ер о я т­
ностную связь и со многими другими явлен и ям и и процессами, проте­
кающими в геологическом пространстве, которые определяю т в озни к­
новение землетрясения.
Согласно современным представлениям , горные породы х а р а к т е р и ­
зуются широким набором значений прочности, имею щим различную
вероятность реали заци и в разн ы х условиях. К роме того, известна з а ­
висимость прочностных свойств от длительности действия нагрузки,
типа напряженного состояния (вида деф о рм аци и и соотношения г л а в ­
ных нормальны х напряж ений, тем пературы , химического состава ц ир­
кулирующих растворов, глубины за л е га н и я и т. д . ) . Очень сущ ествен­
на роль времени в процессах д еф орм и рован ия.
Прочность мож но рассм а тр и в ать в трех гл авны х аспектах: 1) вы ­
яснять влияние скорости течения разли чн ы х процессов; 2) определять
время изменения условий, в которых происходит д еф о рм аци я, и 3) вы ­
287
яв л ять время изменения свойств деформируем ого м атери ала. Все эти
моменты о к а зы в аю тс я н астолько тесно связанными, что приобретают
чисто условный х арактер .
Если попы таться зап и сать условия возникновения разры ва, они
будут иметь вид слож ной модели (рис. 105). П ри этом каж д ы й из вы­
деленных на ней ф актор ов является, в свою очередь, сложной комби­
нацией других; сущ ественно наличие многочисленных обратных связей,
которые п о к аза н ы стрелкам и. С ледует иметь в виду, что природная
карти н а значительно сл о ж н ее изображ ен н ой на д и агр ам м е (см.
рис. 105). Д л я конкретных участков к а ж д ы й из факторов мож ет иметь
различное в ы р а ж ен и е в геологических процессах и, наоборот, одна и
та ж е геологическая особенность конкретного района мож ет быть след­
ствием различны х факторов. Это крайн е затруд н яет поиски т а к назы­
ваем ы х геологических критериев сейсмичности, необходимых для кон­
кретных прогнозов.
Очаговые зоны и глубинное строение земной коры. В последние го­
ды в р а б о тах Н. В. Ш еб ал и н а , Ю. К. Щ укина, П. Н. Н и кол аева и др.
всесторонне р а с см а тр и в ае т ся св язь очаговых зон землетрясений с глу­
бинным строением земной коры и верхней мантии. О геологической
среде и ее современном состоянии мож но судить к а к о геодинамической системе, разв и ва ю щ ей ся в пространстве и во времени. Зем л етря­
сения п ред став л яю т собой чувствительный индикатор изменения струк­
турных и терм одинам ических условий. П оэтом у Г. В. Егоркина и дру­
гие очаг зем летрясен ий рас см а т р и в аю т к а к структуру разобщ ения и
р азуп лотн ен ия блоков земной коры и верхней мантии, способствующую
восстановлению динамического равновесия, нарушенного вследствие
интенсивных современных глубинных процессов. При таком подходе
о к а зы в а е т с я возм ож н ы м объемное, трехмерное описание сейсмогенных
процессов, сопоставление их с глубинным геологическим строением,
л учш ее понимание физической сущности процессов в очагах зем летря­
сений.
М ногочисленные исследования [74] выявили динамическую, струк­
турную и кинематическую дисгармонию м еж д у слоями литосферы.
О б н а р у ж и в а е т с я тектоническая расслоенность с относительными пере­
мещ ениями и д еф ор м ац и ям и в отдельны х зонах и на разны х глубинах.
Новейш ие структуры р азн ы х типов ох в аты ваю т разн ы е уровни лито­
сферы, о т р а ж а я с ь в д еф о р м а ц и ях рельефа, приповерхностных слоях
земной коры, ф ац и ях и мощ ностях отложений, в геофизических, геохи­
мических п олях и сейсмичности.
Н а прим ере К а в к а з а ,- я в л я ю щ е г о с я одним из наиболее изученных
сейсмически активных регионов, проведенный Г. В. Егоркиной и др.
а н ал и з позволил установить р я д закономерностей. Очаги крупных зем ­
летрясений приурочены" к определенным блокам земной коры и распо­
л а г а ю т с я вблизи зон крупных глубинных разломов. Ф орма изосейст
строго контролируется сетью глубинных разлом ов, при этом продоль­
н ая ось плоскости о ч ага • всегда о к а зы в ае тся направленной вдоль или
п а р ал л ел ь н о н аи бол ее, активн ом у в н астоящ ее время глубинному р а з ­
лому. Выявлено, что сейсмоактивные блоки земной коры х арактер и зу­
ю тся более контрастными, п о -ср а в н ен и ю с прилегаю щ ими участками
скоростными (сейсмическими) п а р ам етр ам и геофизического разреза.
А н ал и з геолого-геофизических д ан ны х позволил установить, что очаго­
вые зоны К а в к а з а о ка з а л и с ь приуроченными к зонам, где современная
глубинная структура имеет четко в ы ра ж ен н ы й «перекрестный» х а р а к ­
тер. Именно в зонах, где сопряж енно разв и ва ю тся структурные формы
288
J
Рис. 106. Распределение осей главных нормальных напряжений в зоне П амиро-Гиндукушских землетрясений. По П. Н. Н иколаеву
а — для земной коры (м асш таб произвольный); б — дл я верхней мантии; / — осадочный слой ( 0—
10 км) со сложным дифференцированны м полем напряжений; 2 — метаморфический и «гранитный>
слой (10—-25 км) — волновод с единой ориентировкой осей главных нормальных напряж ений; 3 —
«базальтовый» слой (25—45 к м ), ориентировка осей напряж ений близка к слою: 1; 4 — верхняя
мантия; 5 — ось растяжения; 6 — ось сж атия; 7 — изолинии плотностей гипоцентров зем л етрясе­
ний; 8 — направление перемещ ения вещества
трех главных направлений: кавказско го (северо-западн ого), антикавказского и субмеридионального, происходит концентрация н апряж ений.
Они приурочиваются к узким протяж енн ы м зон ам и у зл а м активного
взаимодействия отдельных блоков. Р а з р я д к а этих н ап ряж ен и й с к а з ы ­
вается в образовании разры вны х смещений разного кинематического
типа, генерирующих зем летрясения. О тм ечаю тся срывы и по некоторым
субгоризонтальным границам, разд ел я ю щ и м дисгармонично ф о рм и рую ­
щиеся горизонты земной коры.
Установлено, что очаги крупных зем летрясений расп о л ага ю тся в
верхней части земной коры на участках наиболее слож ного ее строе­
ния. Интересным яв л яется вывод, что из 11 рассмотренны х очагов зе м ­
летрясений 6 о ка зал и сь р асполож енны м и вблизи слоя низких сейсмиче­
ских скоростей, 5 — в б локах без волноводов. П ри этом выяснилось,
что три землетрясения из числа последних произош ли после проведе­
ния ГСЗ, т. е. особенности среды, которые были изучены, по мнению
Ю. К- Щ укина и др., мож но рассм а тр и в ат ь ка к подготовительный пе­
риод землетрясения (Д ж а в а х е т с к о е 1959 г.; Ч халтин ское 1963 г.; Д а ­
гестанское 1970 г.). Д в а других зем летрясен ия из этой серии п роизо­
шли ранее проведения работ Г С З (М емахинское 1902 г.; Горийское
1920 г.). Геологическая среда здесь н аходилась в периоде « за л е ч и в а ­
ния», так же ка к и п ервая из у к а зан н ы х групп землетрясений.
В районе П амиро-Г индукуш ских зем летрясений (рис. 106) в п р е­
делах земной коры и верхней мантии по м а т е р и а л а м П. Н. Н и к о л ае ва
выделяется р яд структурно-деформационны х этаж ей. Они х а р а к т е р и ­
зуются различными типом д еф орм аци й и полями н ап ряж ен и й с преоб­
ладающими то горизонтально, то верти кальн о ориентированными зо н а ­
ми активного сж ати я. При этом в ерти кальн ы е перем ещ ения блоков
вызывают горизонтальное перераспределение м ат ер и ал а, которое на
19 З ак. 309
289
более высоких горизонтах, в свою очередь, вы зы вает вертикальные под­
вижки. Сопоставление морфологии очаговой зоны (по плотности гипо­
центров зем летрясений) с хар актеро м действующих напряжений пока­
зал о возмож ность применить механизм нагнетания. При этом области
в ы ж и м ан и я пластического м а т ер и ал а верхней мантии долж ны распола­
гаться в пред ел ах областей поднятий Гиссарского хребта и Южного
П а м и р а — З а п а д н ы х Г и м ал ае в и связан ы с вертикальными перемеще­
ниями м а т е р и а л а в более глубоких зонах.
С О В РЕ М Е Н Н А Я Г ЕО Д И Н А М И Ч Е С К А Я АКТИВНОСТЬ
И ГРА В И Т А Ц И О Н Н О Е П О Л Е ЗЕ М Л И
Говоря о механизм е возникновения импульсных движений, нельзя
не вспомнить р азв и ва ем ы е П. Н. Кропоткиным, М. В. Стовасом,
Д . Н. Усенко, Г. П. Т а м р а зя н о м , Д . Симпсоном и др. положения о
влиянии внешних космических ф акторов на проявление землетрясений.
Д а в н о возникло предполож ение о связи сейсмичности с меняющимся
гравитационны м полем Земли. Оно крайне дискуссионно. Однако ис­
тория этих п редставлений поучительна.
Е щ е в конце XIX в. работы А. П е рр е по изучению распределения
23 тысяч дней с зем летрясен иям и с 1750 по 1872 гг. позволили уста­
новить две эмпирические закономерности, которые М. В. Стовас и
Д . Н. Усенко н азы ва ю т законам и А. Перре. Первы й закон, по кото­
рому число дней с зем летрясениям и возр аст а л о при приближении Лу­
ны от к в ад р ату р к сизигиям, и второй закон — то же, при переходе от
апогея к перигею, когда число дней с зем летрясениями увеличивалось
до 2 0 % . Эти закономерности получили высокую оценку известных
ученых Ф ранции того времени. В дальнейш ем, будучи мало извест­
ными, вы веденные закономерности или получали
подтверждение со
стороны р яд а и сследователей, или независимо, повторно, «открыва­
лись» в разн ы х стран ах в течение первой половины XX века. К ним от­
носятся и исследования Г. П. Т ам р а зя н а , на что в 1962 г. обратили
внимание М. В. Стовас и Д . Н. Усенко.
Ф игура З ем л и в своём вращ ательно-поступательном орбитальном
движ ении вокруг С олнца находится в непрерывно меняющемся поле
космического пространства, в ы зы в ая непрерывные изменения вектора
ускорения и инерционных сил. Г равитационное поле солнечной системы
изм еняется во времени вследствие дви ж ени я планет по эллиптическим
орбитам с различны ми периодами о бращ ения вокруг Солнца. Суммар­
ное гравитационное воздействие Луны, Солнца и планет на Землю ве­
дет не только к периодическим изменениям эксцентриситета ее орбиты
и изменению н акл о н а йси вращ ения, но и к изменению напряженного
состояния фигуры п о д,в оздей стви ем мощных приливообразую щих сил,
п р ед став л яя внешний по отношению к планете З е м л я динамический
фактор. Он определяется тем, что в апогее Л уп а на одну девятую
часть д ал ьш е от Зем ли, чем в перигее, и поэтому гравитационное воз­
действие Л уны на З ем л ю в перигее выше, чем в апогее, на 37 %. Ана­
логично, п р ил и вная сила в сизигиях значительно больше, чем в квад­
ратурах. Такие полож ения Л уны в перигее и в сизигиях действуют,
как «спусковой крючок», когда незначительное увеличение н ап ряж е­
ния в перен ап ряж ен ном коровом слое вызы вает разр я д к у н ап ряж е­
ний. На прим ерах К алиф орнийских зем летрясений это было проиллю­
стрировано М. Алленом.
290
В 1956 г. к таким ж е выводам пришел Г. П. Т ам р азян , р ас с м а т р и ­
вая распределение землетрясений во времени д ля К ры м а, Туркмении,
Закав казья, северо-западной части Тихого океан а и других районов.
Все катастрофические зем летрясения 1960 г.— года сейсмических к а т а ­
строф XX столетия,— ка к у казы в аю т М. В. Стов.а.с и Д . Н. Усенко, про­
изошли при весьма благоприятны х к о см и чески х ' условиях — в перигее
и сизигиях. Все это говорит в пользу у к а зан н о й связи сейсмичности
с меняющимся гравитационным полем Земли, хо тя Г. П. Горшков,
М. А. Кромер, Н. Н. П арийский и др. к этим обобщ ениям относятся
резко отрицательно.
Форма геоида св язан а с процессами, происходящими в я д р е З ем л и
и нижней мантии, геомагнитным полем и распределением силы т я ж е ­
сти (см. гл. II). С р ав н и в ая их с о со б ен н о стям и/п ро явл ен ия соврем ен­
ной геотектонической активности, Е. С. Ш теигёлов .сопоставил данны е
по эпицентрам землетрясений и активным ву л к ан ам М ира, а т а к ж е
сейсмологические дуги и активные континентальные окраины с высту­
пами и впадинами геоида (рис. 107). О к азал ось , что все сейсмовулканические островные дуги (за исключением К арибских) и все активные
континентальные окраины находятся в об ластях превыш ения геоида
над геодезическим эллипсоидом. Выступы
геоида
х ар актери зу ю тся
также более интенсивной сейсмичностью. В их п ределах находится
82,7 % эпицентров землетрясений М ира с М ^ б за 1963— 1977 гг. Н а в ы ­
ступах геоида сконцентрировано 85,5 % активных вулканов М ира, а
такж е большинство областей наиболее интенсивного разви тия г р я з е ­
вого вулканизма (А зербай дж ан , Там ань, К ерченский полуостров, С а ­
халин, Океания, Ю ж н а я А м е р и к а). К роме того, Е. С. Ш тенгелов у к а ­
зывает, что на выступах геоида п р еоб ладает поднятие морских берегов,
а опускание их наб лю д ается главны м образом во впади н ах геоида.
При обобщении данны х по современным горизонтальны м д в и ж е ­
ниям земной коры (повторные триангуляции, три латераци и , дальномерные измерения) по разны м районам М ира, были вы явлены ск о ро­
сти линейной д ил атац ии (расш ирения или сж ати я) земной поверхно­
сти в горизонтальной плоскости. Эти расчеты п оказали, что соврем ен­
ное горизонтальное расш ирение преоб ладает над сж ати ем и более в ы ­
сокими скоростями расш ирения на выступах геоида. При этом почти
все районы
современного
горизонтального с ж а ти я поверхности
приурочены к впадинам геоида. А наибольш ие скорости современного
горизонтального расш ирения о казы в аю тся на границах м е ж д у высту­
пами и впадинами геоида. Д ан н ы е по н ап р ав л ен и я м горизонтальны х
проекций осей — главны х напряж ений в очагах зем летрясений (около
1200 о п р е д е л е н и й )— п оказал и близость п р еоб ладаю щ и х направлений
сжимающих нап ряж ени й к ориентировке изолиний отклонения геоида
и перпендикулярность прео б ладаю щ и х н аправлений растяги ваю щ и х
напряжений этой ориентировки.
Таким образом, интересные расчеты и сопоставления, п роделан ны е
Е. С. Ш тенгеловым, хотя и отличаю тся некоторой схематичностью,
достаточно четко намечаю т связь сквозьранговы х и ранговых д в и ж е ­
ний, вы раженных в современной сейсмичности и вулканизме, с надранговыми движениями. Следствием такой связи являю тся эквипотенци­
альная поверхность поля силы тяж ести, в ы р а ж е н н а я в ф орм е геоида,
и распределение главного геомагнитного поля Земли. Последнее о б р а ­
зует крупнейшие аномалии (Восточно-С ибирская и Б р а з и л ь с к а я ), п ри ­
уроченные к впадинам геоида, но со слабой корреляцией м е ж д у п р е­
вышениями геоида и напряж енностью геомагнитного поля.
19*
291
150
80
0
80
160
150
В
№
to
го
Рис. 107. О тклонения геоида от эллипсоида вращ ения со сж атием 1 : 298,256 и прояв­
ления современной геотектонической активности (Л ), круговые диаграммы некоторых
парам етров Земли ( £ ) . По Е. С. Ш тенгелову
1 — изолинии отклонения геоида от эллипсоида, м; 2 — выступы геоида; 3 — впадины геоида; 4 —
эпицентры землетрясений 1963— 1977-» гг. с М > 7 ; 5 — активные вулканы; 6 — сеьсмовулканические
дуги и активные континентальные окраины, а — ориентировки изолиний отклонения геоида от
эллипсоида вращения со сж атием 1:2 9 8 ,2 5 6 ; б — ориентировки максимального современного рас­
ширения земнвй поверхности в районах повторных геодезических измерений; в — направления го­
ризонтальных проекций на верхш ою п олусф еру осей сж атия в очагах 1200 сильных землетрясе­
ний мира; г — то ж е , растяжения
ИМПУЛЬСНЫЕ Д В И Ж Е Н И Я и ЭКЗОДИНАМ ИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
Сейсмогенные деформации. В очаговых зонах землетрясений, совре­
менных и недавнего геологического прошлого, в стреч аю тся различного
типа деформации земной коры, получившие 'общее н азван ие сейсмо­
дислокаций.
В. П. Солоненко, В. С. Хромовских и др. [691 по р а зм е р а м оста­
точных деформированны х участков земной коры, вы деляю т различны е
типы деформаций. По степени связи с сейсмическим процессом д е ф о р ­
мации п одразделяю тся на сейсмотектонические, гравгитационно-сейсмотектонические и сейсмогравитационные.
.
С е й с м о т е к т о н и ч е с к и е д еф орм аци и связан ы с тектонически­
ми движениями земной коры и по генетическим п ри зн ак ам и в ы р а ж е н ­
ности в рельефе п о др аздел яю тся на р еги он ал ьн о е, зон альны е и л о к а л ь ­
ные. Региональны е сейсмотектонические деф ор м аци и охваты ваю т п л о ­
щади до десятков и д а ж е сотен тысяч и миллионов к в ад ратн ы х кило­
метров. При у ж е упоминавш емся А ляскинском зем летрясении 1964 г.
области поднятий и опусканий, разд ел енн ы е ф р агм ен тар н о выш едшим
на поверхность разры вом, затронули пло щ ад ь около 300 000 км2. При
Чилийском землетрясении 1960 г. площ адь, охваченная вертикальны ми
смещениями с ам плитудами до 5,7 м, была равн а 130 000 км 2 (по д а н ­
ным Д ж . П л а ф к е р а ) . Н а б л ю д ал и с ь и вертикальные, и горизонтальны е
перемещения. К такого типа д еф ор м а ц и ям относится и об разо ван ие
Торейских озер, пло щ ад ь которых после зем летр ясен ия увели чи лась в
несколько раз. О тмечается д иф ф еренцированны й х ар а к т ер движений,
так как р азм ах опусканий в различны х озерных котловинах, по данны м
Н. А. М аринова, о к а за л с я разным. П роявлением таких сейсмогенных
движений земной коры Д ж . П л а ф к е р , А. С игимура и др. пытаю тся
объяснить образование морских террас в сейсмических областях. П о ­
скольку дви ж ени я земной коры часто на соседних у ч астк ах имеют р а з ­
личную амплитуду и знак, по мнению В. П. Солоненко, это мож ет
внести существенные наруш ения в нормальны й эволю ционный ряд
рельефа. О сейсмогенной природе рел ьеф а могут говорить одноврем ен­
но происходящие разнотипны е изменения («трансгрессивные» и «ре­
грессивные») .
Зон альны е сейсмотектонические деф орм аци и обусловлены д в и ж е ­
нием конкретных геологических тел, часто в ы р а ж ен н ы х в рельеф е (морфоструктурах) различны х разм еров. Хорошо изученными примерами
таких деформаций являю тся смещ ения в г о р н ой 'груп п е Г урбан — Богдо в Гобийском А лтае (М онголия) и Северо-М онгольский
(Хангайский) живой разлом. О тдельны е крупные м орфоструктуры испытывают
быстрое поднятие и горизонтальное смещение по ограничиваю щ им их
протяженным р а зр ы в ам в десятки и сотни километров. П ри ГобиАлтайском землетрясении 4 д ек а б р я 1957 г. (М = 8,6, интенсивность
/ о= 12 баллов, глубина очага 18± 8 км) горный массив И хэ-Б огд о вы ­
сотой до 4 км за несколько минут поднялся на 10 м и сдвинулся на
юго-восток на 8,85 м. Это были видимые ам пли туды смещений, истин­
ные ж е — значительно большие, за счет д еф ор м ац и й изгибания. О б щ а я
протяженность остаточных д еф орм аци й земной коры оп ределяется в
850 км. Ш ирина зоны трещин дости гала 2,5 км. В районе эпицентра
образовался грабен шириной до 800 м; ш ирина трещ ин и зм ен ял ась от
1— 10 см до 19,15 м. О б разо в ал и сь ступенчатые сбросо-сдвиги, взбросо-надвиги. Н екоторы е из них имеют вид громадной засты вш ей волны
с уступом высотой от 1—2 до 9,2 м. М естами заф и ксиро ваны сдвиги со
293
смещением 8,85 м. Во многих местах н аблю дались изгибы почвы в
верти кальн ой и горизонтальной плоскостях и т. д.
Д ругим примером сейсмотектонической структуры Прибайкалья
м ож ет служ и ть Т ан х о й ска я структура, описанная В. С. Хромовских.
В ряде случаев зем летрясен ия сопровож даю тся опусканиями. Они хо­
рошо известны в М он го ло-Б ай кал ьско м сейсмическом поясе. А. Фитингофом описано о б разов ан и е «п ровала» северо-восточной части дельты
р. Селенги во в рем я зем летрясен ия 1861 г., когда на огромной площа­
ди (260 км 2) она неравномерно опустилась ниж е уровня оз. Б ай к а л на
глубину до 3 м, местами 7—8 м, и сф о рм и р ов ал а зал и в Провал.
Интересным, но пока не объясненны м фактом, является «гипертро­
фия» сейсмодислокаций, по В. П. Солоненко, на дне и подводных скло­
нах крупных акваторий. Так, например, при землетрясении в Канто
(Япония) 01.09.1923 г. относительное смещение дна з ал и в а Сагами (по
данны м 83 тыс. промеров) достигало — 400 и + 2 5 0 м (крайние проме­
ры — 720 и + 4 5 0 м ), хотя при однотипных зем летрясениях (М = 8,3)
на суше р а зм а х смещений не п ревы ш ает первого десятка метров и
только в единичных случ аях по р а зм е р а м они п рибли ж аю тся к субаквальны м деф орм аци ям . При С ред небайкальском землетрясении 29 —
30.08.1959 г. ( ) 0 = 9 баллов) дно Б а й к а л а опустилось на 10— 15 м. На
суше же, в П р и б ай к ал ь е, так и е ж е зем летрясения (М = 63/4) вызывают
смещения по р азр ы в ам всего до 0,8— 1,2 м.
Н едавн о открыты и описаны В. С. Хромовских разного типа сей­
смотектонические дислокации на К а в к а з е и П. Н. Николаевым,
О. А. Л ебедевой — в К ры м у (рис. 108). Н а К ав казе, в частности, вы­
явлено, что главны е сейсмогенные разры вны е структуры ряда сейсмо­
тектонических д еф орм аци й п о казы в аю т совпадение элементов их за л о ­
ж ени я с ориентировкой разры вов в о ч агах местных землетрясений и
они имеют одинаковы е относительно поднятые и опущенные крылья.
С ейсмотектоническая ди слок ац и я
Ю ж н а я Д е м е р д ж и —Д олго ру ­
ковская яй л а с в я за н а с крупной субмеридиональной разры вной зоной
шириной 1,5— 2 км, выявленной при деш и ф рован ии космических сним­
ков, прослеж и ваю щ ейся от г. А луш та через Горный Крым на север.
Эта зона на у к а зан н о м участке «живет» и в настоящ ее время.
Ее п ростирание соответствует ориентировке одной из нодальных плос­
костей зем летрясен ия 1927 г. Н аи б о л ее четко ю ж н ая часть сеймодислокации п ро яв л яетс я в массиве горы Ю ж н а я Д ем е р д ж и (рис. 109).
В ы является сейсмогенный ров — грабен. Смещение достигает более
70 м, о б р азу я в ерти кал ьн ы й обрыв со следами поверхности зеркала
смещения. Д н о рва зав ал е н о крупными глы бам и с характерны ми пони­
ж ениям и в виде воронок засасы в ан и я , что ука зы в ае т на п род о л ж а ю ­
щиеся перемещ ения. В ыявлены и современные горизонтальные переме­
щения. П о зап ад н ой границе рва обособляется вытянутый горст, осл ож ­
ненный р азр ы в ам и с® .сбросово-сдвиговыми перемещениями. Породы
сильно раздроблены . Сейсмогенные подвижки повторялись неоднократ­
но. В ы явл яю тся обвально-осы пны е накопления нескольких генераций.
С помощью повторной фотограм метрической съемки за 4-летний период
Н. С. Б л аговолин ы м выявлены значительные изменения рельефа. Р яд
ф акторов ука зы в ае т, что гипоцентр землетрясений, сформировавший
описываемую структуру, р-асполагался на очень небольшой глубине.
П р е д п о л о ж и тел ьн а я интенсивность землетрясений (70) была 10 баллов.
М о ж н о согласиться, что в о ч агах сильных коровых землетрясений
п ерем ещ аю тся блоки (участки), структурно и неотектонически обус­
ловленные, будучи вы раж ен н ы м и в рельефе земной поверхности. Глу294
Рис. 108. Схема дислокации горы Ю ж ная Д ем ердж и (К ры м ):
/ — вы ходы о тл ож е н и й таврической серии; 2 — вы хо ды средне-верхнею рских пород; 3 — наиболее
древняя генерация обвально-осы ин ы х о бразований; 4 — с р е д н я я генерация; 5 -- наиболее м олоды е
генерации обвально-осы пны х образований; 6 — о с н о в н ы е н а п р а в л е н и я
п о ступ л ен и я о бл о м о ч н о го
м атериала; 7 — главны е сбр осы (ш три хи в с то р он у оп ущ ен н о го кр ы ла); 8 — главны е сдвиговы е
смещ ения; 9 — заф и ксированны е разр ы вны е н ар уш е н и я р азл ич ной к и н ем ати ки ; 10 — сл о и стость и
элем енты залегания пород; 11 — наиболее кр упн ы е глы бы ; 12 — эл е м е н ты м икр ор ел ьеф а. I — V —
п о след овательность ген ер аци й ф о р м и ро в ан ия о бв аль н о -осы п н ы х о бр азов ан и й
бина их зал ож ен и я мож ет доходить до очагов землетрясений. С м ещ е­
ния в очаговых зонах сильных зем летрясений (коровых) часто со вп а­
дают с конкретными морфоструктурам и, в ы р аж ен н ы м и на поверхно­
сти. П риходящ ие в д виж ение блоки р ас п а д а ю тся на отдельны е р а з ­
ной величины более мелкие блоки. Таким образом, при сейсмическом
процессе в эпицентральных, или плейстосейстовых, зонах наб лю д ается
активизация неотектонических структур разны х м асш табов, о б р а з о в а ­
ние новых. При этом части сейсмодислокаций, св язан н ы е с разр ы вам и
295
Рис. 109. Схема напряженного состояния сейсмодислокации горы Ю ж ная Демерджи:
/ — основные разрывные наруш ения и направления смещений; 2 — зона поперечного разрыва; 3 —
гривки пород; 4 — ориентировка региональных усилий в поверхностной части коры; 5 — области
проявления локального поля напряжений: сж ати я (а ), растяж ения (б). На врезке — положение
сейсмодислокации (крестик)
разны х кинематических типов, не все выходят на поверхность З е м ­
ли, а об разую щ и еся на земной поверхности не обязательно должны
п р осл еж и в ать ся до очага зем летрясения. Все зависит от геологическо­
го строения надочаговои зоны.
Н аконец, л окал ь н ы е сейсмотектонические деформации рассм атр и ­
ваю тся к а к прямы е признаки остаточных тектонических деформаций
земной коры в эпицентра 1льных зонах сильных землетрясений. Их н а ­
личие и распространение могут определить место и интенсивность зем ­
летрясений. М ас ш т аб ы сейсмодислокаций зави сят не только от п а р а ­
метров землетрясений,, с которыми они связаны, но и от глубины и
м ехан изм а очага, геологического строения и других причин. К ак у к а ­
зы вает В. П. Солоненко,- они могут быть различны ми д ля зем летрясе­
ний с одинаковой энергетической характеристикой. Примеры сейсмо­
дислокаций очень многочисленны и хорошо изучены в Средней Азии,
296
других горных об ластях С С С Р и известны в сам ы х разн ооб разн ы х
сейсмических поясах М ира. Им посвящ ена о бш ирная лит ерату ра.
Г р а в и т а ц и о н н о - с е й с м о т е к т о н и.ч е с к и е
деформации
возникают во время землетрясений, когда создаю тся благоприятны е
условия д ля перемещения горных масс п о д -в л и я н и е м силы тяж ести.
Длина таких структур достигает 7 км, п лощ ад ь до 20 км 2. В озникаю т
они в зонах сейсмогенных разломов, у зл а х их перечисления или сх о ж ­
дения, реж е при пассивном вскрытии крупных разры вов, испытавш их
колебательные д виж ения во врем я си льн ы х.зем летрясен и й.
К этой группе деф ор м аци й относятся сбросо-обвалы, грав и тац и он ­
но-сейсмотектонические клинья, выколы склонов гор и переходные ф ор­
мы к сейсмогравитационным типам — о с е д а н и я , (провалы )
и сколы
вершин гор. С бросо-обвалы (оползни-обвалы, ,6ползни) образую тся при
высокой энергии рельефа и определенных сочетаниях систем трещ ин и
разломов. П ри зем летрясениях в 11 — 12 бал л ов ( М ^ 8 ) образую тся
гравитационно-сейсмотектонические
к л и н ь я ' и выколы склонов гор.
Один из них подробно изучен в центральной части плейстосейстовой
области Гоби-Алтайского зем летрясения. Это особые структуры с а м ­
плитудой вертикального смещения по главном у сбросу от 156 до 328 м.
При землетрясении на фоне общего поднятия горного м ассива п роизо­
шло раскрытие узл а трещ ин и часть хребта И хэ-Богдо (высотой
3254 м, площ адью 1 Д Х З к м ), сложенной гранитизированны ми с л а н ц а ­
ми, опустилось. Следствием опускания такого блока явилось о б р а з о ­
вание надвига перед его фронтом, возникновение сейсмокупольных
структур с вертикальной амплитудой до 17,5 м, в ы д ав л и ван и е вверх до
60 м клиньев скальны х грунтов, трещ ин всевозм ож ны х типов и т. д.
При таких быстрых перем ещ ениях об р азо в ал и сь тектонические б рек­
чии вплоть до милонитов.
Такого типа структуры установлены: в П р и б ай к ал ь ск о м сейсмиче­
ском поясе на западном п обереж ье Б а й к а л а (длина 7 км, ш ирина бо­
лее 2 км, ам плитуда вертикального см ещ ения до 880 м ); описаны
В. С. Федоренко в Ч а тк ал ь ск о м хребте З а п а д н о г о Тян ь-Ш ан я. О с е д а ­
ния вершин гор установлены в Становом нагорье, на Б о л ьш о м К а в к а ­
зе. В одном случае (Ю жно-М уйский хребет) установлены выколы с к л о ­
нов гор с м аксимальны м горизонтальны м смещением до 170 м. Т ре­
угольный в сечении выкол имеет 6 км в длину, среднюю ш ирину осно­
вания 800 м и высоту по тыловой трещ ине около 200 м. О б ъем выкола
450 млн. м3.
Д л я количественной оценки наруш енности блоков в Гарм ском р а й ­
оне И. В. Щ укиной применялось построение специальны х ка р т концен­
трации сейсмодислокаций и количественная оценка ориентировки, их
связи с разлом ам и. Ч е т к а я связь простираний сейсмодислокаций и р а з ­
ломов разного п орядка свидетельствует об одинаковом поле н а п р я ж е ­
ний при их формировании.
Сейсмогравитационные
деформации
очень многооб­
разны: оседания склонов гор, обвалы, оползни, зем ля н ы е л ави ны и по­
токи, сели и многие другие. Они встречаю тся значительно чаще,
известны лучше, чем первые два типа сейсмогенных явлений. О д н о вр е­
менность разнотипных смещений грунтовых масс на большой площ ади,
связь их с катастрофическим и зем летрясен иям и — п р и зн ак их сейсмогравитационной природы. Они охваты ваю т при этом огромные площ ади
(до 300 тыс. км2). Именно с этими явлениями с в я за н а б о ль ш а я часть
человеческих ж ертв и м атери альн ы х потерь при зем летрясениях. Сей­
смогравитационные структуры по генезису близки к отдельны м элемен297
гам гравитационно-сейсмотектонических структур. Но если первые —
разновидность обвально-оползневы х смещений блочного типа, о б ла­
д аю щ и х рядом специфических признаков, то вторые, как подчеркивает
В. С. Хромовских, блоки, просевшие под действием силы тяжести в
раскры вш ую ся приапикальную часть хребтов-сводов.
По кл ассиф икации Е. В. Д едовой, сейсмогравитационные д еф орм а­
ции яв л яю тс я разновидностью сейсмоденудационных деформаций. З е м ­
летрясения не только сб расы ваю т неустойчивые массы грунтов, но и
сами п о дготавли ваю т склоны в эпицентральны х зонах к новым сейсмогравитационным смещениям. Примеры — явные следы более ранних сме­
щений в районах Хаитского о б в а л а в Средней Азии (10.07.1949 г.,
Уо = Ю; М = 7,5); Сагиянского скального оползня на К авказе, Гуаскоф анской лави ны в П еру (31.05.1970 г., М = 7,7). Отмечают, что в сопо­
ставимых структурно-геологических ситуациях возникают однотипные
склоновые смещения.
Изм енения устойчивости горных масс при зем летрясениях в основ­
ном обусловлены: 1) сейсмическим ускорением (в см/с) и уменьшени­
ем прочности горн ы х'п ород ; 2) изменением угла наклона неустойчивых
плоскостей (при этом достаточно изменения на десятки секунд, чтобы
наруш илось равновесие склона и оползни и обвалы пришли в д ви ж е­
ние); 3) тиксотропным р азж и ж ен и е м грунта, которому подвержены
не только и ловаты е пески (плы вуны ), но и песчано-гравийные, морен­
ные и подобные им породы. Следствием такого р азж и ж ен и я являются
просадки поверхности земли, грязевы е изверж ения, взлам ы ван ие и сме­
щение перекры ваю щ их отложений. К этому можно добавить ук а зы в ае­
мые В. П. Солоненко факторы, такие, как: 1) воздействие на обвально-осыпную массу (мелко-среднеглы бовую ) сильных сейсмических ко­
лебаний, возб у ж д а ю щ и х грунтовую массу, которая придает движению
большие скорости, вследствие чего о б вал ьн ая масса способна пересе­
кать широкие долины и высоко подниматься на противоположные
склоны; 2) длительность сейсмических колебаний, которые при боль­
шой продолж ительности могут привести к образованию особого типа
«сейсмовибрационных обвалов и оползней». Т а к а я форма ползучести
и разру ш ен и я горных массивов, по м а т ер и ал ам А. В. Островского,
распростран ен а на Черном орском побережье С еверо-Западного К а в ­
каза, м еж д у Туапсе и Анапой. Ф ормирование сейсмогенно-вибрационной ползучести связы вается, с региональны м дифф еренцированным про­
гибанием впадин средиземноморского типа, что обусловливает тектони­
ческое расседание горных пород склонов на блоки, которые в резул ьта­
те длительных, но умеренных по силе сейсмических колебаний
(подобно «вибрационному грохоту»)
возб у ж д а л и перенапряженные
массивы, см ещ авш ийся в; сторону моря или б ли ж айш их долин. В р е­
зу л ь тате о б р азу ю тся .бессточные котловины, гигантские по ширине
(до 100— 150 м) и глубине зияния (до 90 м ), но короткие (до 4 км)
трещины, каменные потоки, скальн ы е блоки, оползни.
Все перечисленные яй.ления хорошо известны не только на побе­
реж ье С еверо-Западного К а в к а за , но и на Ю жном берегу Крыма и
по многим п обереж ьям Средиземноморских впадин. В отношении гене­
зиса этих образован ий в К ры м у было вы сказано много различных
предположений. Н априм ер, смещенные массивы (типа горы Парагильмен на Ю ж ном берегу К ры м а, или горы Сокол в долине р. Коккоз
и др.) объясняли ка к гравитационны е сбросы или «сухие» оползни.
О б р азо в ан и е типичных «хаосов» и многих обвалов Ю жного берега
К ры м а А. П о л у м б о м .и др. и здавн а связы вал ось с землетрясениями.
298
При всех р азн огласи ях единым было мнение о тесной связи этих яв ­
лений с процессом ф ормирования Черноморской котловины, что спо­
собствовало образованию сбросов, расчленению склонов на блоки и
их последующему перемещению (обвалы, солйфлю кция, крип).
К ак у казы в аю т В. П. Солоненко и В. С. Хромовских, сейсмовибрационная ползучесть — явление многоактное, не связанное с относи­
тельно короткими п р ом еж уткам и времени. В 1977 г. нами было п о к а­
зано, что это результат проявления гравитационны х (в частности, солифлюкционных) процессов, действие которых происходило в течение
плейстоцена и позднего плиоцена (т. е. в- течение сотен тысяч л ет),
где роль «сейсмогенно-вибрационной» ползучести гор.ных пород, судя
по определению А. Б. Островским в о зр а с т а .о т д е л ь н ы х явлений, имеет,
по-видимому, второстепенное значение, что ка сае тся разру ш ен ия гор­
ных пород и горных склонов под влиянием сейсмических толчков, то
на это неоднократно у к а зы в ал и многие авторы, об ъ ясн я вш и е геомор­
фологическое строение Ю ж ного берега К ры м а. Г лавное в этом о б ъ я с ­
нении не механизм перемещения, а в озраст соответствующ их э лем ен ­
тов рельефа. О тл ож ени я хаосов (р а з в а л о в ), состоящих из обломков
верхнеюрских известняков, в клю чаю щ и х гром адны е глыбы массивных
известняков, М. В. М уратовы м вы д ел яли сь в особые «массандровские»
отложения и д ати ровались позднеплиоценовым временем, т. е. их об­
разование происходило 3— 4 млн. лет назад. Тогда как автор св я зы ­
вал их образование с раннечетвертичным временем (порядка 1 млн.
лет). В ряд ли можно сомневаться в длительном формировании этих
образований и участия в нем экзогенных и эндогенных процессов. П о ­
этому датировки, предлож енны е А. В. Островским д ля р я д а конкрет­
ных разрезов кавказского Ч ерном орского п о береж ь я ка к верхнеплей­
стоценовые и раннеголоценовые, не вы зы ваю т сомнений.
Наконец, одним из факторов, обусловли ваю щ и х быстрое (более
450 км/ч) и необычное перемещение, явл яю тся сейсмогравитационные
обвалы на воздушной подуш ке (?). Такой ун икальн ы й об вал произо­
шел при Перуанском зем летрясении 31.05.1970 г. (М = 7,7). С высокой
горы Г аускаран сорвалось 50— 100 млн. м3 грунта и л ьд а. П о расчетам
обвал развил огромную скорость. О б в а л ь н а я масса п реодолела все
препятствия — низкие гребни гор, долину р. Рио-С анта. О д н ако там,
где прошел обвал, растительно-почвенный слой о к а з а л с я н ен аруш ен ­
ным, что Д ж . П л аф к ер объяснял перемещением обвальной массы на
воздушной подушке.
Современное трещ инообразование. По имею щ имся л и тературн ы м
данным, современное трещ ин ооб разован ие с формированием разры вов
отмечается к а к д ля сейсмически активных, т а к и п рактически асейсмичных областей (К ы зыл-К умы , У рал, З а п а д н а я Сибирь, П р и б ай кал ь е,
Турция, З а п а д н а я Европа, Вьетнам, США, Япония и др.). Так, н ап ри ­
мер, в ф еврале 1962 г. вблизи г. К ам ы ш л о в а в зал е га ю щ и х на поверх­
ности палеогеновых отл ож ен и ях (без зем л е тр яс ен и я ), по свидетельст­
ву Д. И. Ф иалкова, возникла зи яю щ а я трещ ина м акси м альн ой ш ири­
ной до 0,4 м, северо-восточного н ап равлен ия, длиной более 100 м.
Трещина п рош ла через территорию асф альтового зав о д а в асф альтовы й
склад и поглотила 750 т битума. Н а узкоколейной ж елезной дороге
были сорваны болты и рельсы разош лись. В подстилаю щ их п ал ео зо й ­
ских отлож ениях по данны м двух скваж и н, пробуренных с разных
сторон трещины на глубину около 100 м, верти кальн ы х смещений ус­
тановить не удалось. По-видимому, здесь имел место тектонический
крип по р азлом у в палеозойских породах. С такого ж е рода д в и ж е ­
299
ниями надо связы вать, описанные 3. А. Сваричевской, длительно иду­
щие д еф орм аци и некоторых зданий в районе горы Магнитной на У ра­
ле, из-за чего они треб овали постоянного ремонта. Д ви ж ени я происхо­
д ят по зоне контакта гранитов с вмещ аю щ ими породами. Толчков зем­
летрясений в этом случае не ощущ алось.
Такого ж е типа деф орм ации хорошо известны в районе г. Тамдытау в Ц ен тр а л ь н ы х К ы зы л -К у м ах , которым посвящены работы Р. Н. И б ­
рагимова, Г. А. М ав л ян о в а, Г. Ф. Тетюхина, В. И. Уломова и др.
Территория проявления современного трещ ин ообразован ия приурочена
к горно-останцовому району со слож ны м рельефом. Здесь группа ск а­
листых возвышенностей (Б ук ан тау , Там ды тау, К у л ьд ж у ктау и др.)
резко выступает на фоне песчаной пустыни, представленной грядово­
ячеистыми песками и б архан ам и. Н есогласно зал егаю щ и е на палеозой­
ском ф ун дам ен те осадочные породы мезозоя — кайнозоя образуют
пологие складки. В зонах крупных разл ом ов угол наклона крыльев в
новейших о тл о ж ен и ях достигает десятков градусов. Новейшие д ви ж е­
ния по р азл о м а м п о дтв ерж даю тся смещениями по кровле зеленых
глин верхнего эоцена.' Н ов ей ш ая тектоника района имеет блоковый
х ар актер. В зависимости от структурных особенностей отложений фун­
д ам ен та в плане, сл ож и вш и хся в новейший тектонический этап, наблю ­
дается и распределение величин скорости современных движений. Они
постепенно ум еньш аю тся от приподнятой и обнаженной части фунда­
мента к пониженным уч асткам , выполненным новейшими отложениями.
Средние скорости верти кальн ы х современных движений составляют:
в горах до + 1 2 — 15 мм/год, в зонах разлом ов до + 1 8 — 22 мм/год, на
равнине от + 2 —3 до 4 мм/год. Увеличение скорости отмечается в об­
новленных древних и молодых зонах разл ом ов — Северо-Тамдынском,
Б у кантауско м , Ю ж но-Т яньш аньском и др. С современными проявлени­
ями тектонической активности связы ваю тся эпицентральны е зоны зем ­
летрясений, участки трещ иноватости, кластические дайки, солончаки.
В пред ел ах эолового р ел ь еф а участки трещ иноватости вы являю тся по
новейшим п р и зн ак ам (х ар акте р у засоления, такы рообразован и я, фор­
мам р ел ь еф а и д р .). Б ол ее хорошо вы явл яется трещ иноватость на по­
верхности предгорны х шлейфов, плоских участках равнины, где эоловые
песчаные ак кум ул яти в н ы е формы р ельеф а имеют подчиненное значе­
ние. В районном центре Там ды трещ ины охваты ваю т полосу шириной
150 м, протяж енность их до 2 км. Строения, находящ иеся в зоне тре­
щ и н ообразовани я, часто приходят в аварийное состояние. Процесс
идет быстро. Х а р акте р трещ ин сдвиговый.
По опросу населения . трещ ин ообразован ие н ачало проявляться
80— 85 лет н а з а д и к н астоящ ем у времени они приобрели форму неглу­
боких кан ав шириной 1— 1,5 м. О б разо в ан и е трещин во времени про­
исходит неравномерно.^ Г;” А: М авлянов, Г. Ф. Тетюхин и другие иссле­
д ователи полагаю т, что процесс современного трещ инообразования —
резу л ьтат тектонических д виж ений сдвигового или сбросо-сдвигового
х ар а к тер а , о т р а ж а ю щ и х дви ж ени я Т ам ды булакского регионального
разл ом а, который интенсивно ж и л в неоген-антропогеновое время, о чем
свидетельствует об разован ие кластических даек. Этот процесс не со­
п р о во ж д а л с я зем летрясениям и, но, по мнению тех ж е авторов, иногда
яв л я л с я ка к бы предвестником их возникновения.
По более поздним данны м зоны трещ иноватости района Тамды
приурочены к пересечению крупных разры вны х нарушений северо-за­
падного и северо-восточного простирания, активизированны х в голоце­
не. В ряде пунктов (Т ам д ы б ул ак, Т ам ды кудук, Тойтюбе, Ч арыкты)
300
простирание зон интенсивных проявлений трещ иноватости совп ад ает с
направлением разломов, активи зировавш ихся в позднечетвертичное и
голоценовое время. Таким образом, природа тр ещ ин оо б разован ия —
тектоническая активи зац ия разл ом о в фундамента. Определенное зн ач е­
ние в этом процессе имеет н абухание бентонитовых (монтмориллонитовых) глин.
До сих пор остается окончательно невыясненной связь проявления
трещ инообразования с зем летрясениями. З а последние 100 лет в р ай о ­
не центральных К ы зы л-К ум ов отмечено до 20 зем летрясений с М = 4,5,
в том числе и Газлийские р азруш ительн ы е зем летрясения 1976 г. с м а г ­
нитудой 7,0 и 7,3 и 1984 г. силой более 9 'баллов, которые Н. И. Н и ко ­
лаевым, Е. С. Ш тенгеловым, А. М. А к р ам х о д ж ае вы м , Б. Б. Ситдиковым,
Э. Ю. Бегметовым связы ваю тся с технической деятельностью- человека
по добыче газа. П ояви л ась тенденция современное трещ инообразование связы вать с хозяйственной деятельностью человека, поскольку в
различных районах К ы зы л-К ум ов н аб лю д ается приуроченность тр е щ и ­
нообразования к населенным пунктам, вследствие чего этот процесс в
разных участках проявляется разнотипно. В р яд ли это правильно.
Нужно думать, что современное трещ ин о об разован ие связан о с тек то ­
ническим крипом и о т р а ж а е т продол ж аю щ у ю ся тектоническую ж и зн ь
отдельных древних блоков земной коры.
Процесс трещ ин ообразован ия описывается Н. А м бразейсом д ля
части Анатолийского р а зл о м а в Турции, где он т а к ж е св язы в ае тся с
тектоническим крипом. Б ы л о выявлено, что в месте пересечения ж е л е з ­
нодорожных путей с р азл о м а м и после зем летрясен ия рельсы за 6 лет
сместились на 30 см, а в течение последую щ их 6 лет зем летрясений не
было. Новое зем летрясение 1951 г. с М = 6,5 привело к возобновлению
крипа, сказавш егося на деф орм ации построенной каменной стены, в
которой образовал ся разры в с правосторонним смещением амплитудой
в 24 см.
Много разломов, испытавш их движ ения, зарегистрирован ы в Япо­
нии. В Ц ентральной Японии средние скорости д ви ж ен и я на ж ивущ их
разломах Атера и А тоцугава оценивались в несколько метров за
1000 лет при величине смещения в несколько километров. Японские
исследователи н азы ваю т разл ом активным д а ж е тогда, когда д в и ж е ­
ния по нему происходили с переры вами в течение нескольких сотен или
тысяч лет. Отмечается, что перемещ ения по р а зл о м а м могут быть вы ­
званы происходившими зем летрясениями. Т. Р н к и т а к е в ы сказы в ает
опасения, что д ви ж ени я по р азл о м у Атера могут привести к новому
сильному землетрясению. П роцесс трещ и н ооб р азо в ан и я был о б н а р у ­
жен в горах Л е й та (З а п а д н а я Е в р о п а ), а т а к ж е в Австрии (по данны м
К. К излингера). Аналогичные д ви ж ени я автор н а б л ю д а л в районе
Предрудногорского грабена в Чехословакии.
Изучение явления крипа вдоль р а зл о м а С ан-А ндреас (СШ А) с по­
мощью крипометров показал о, что скорости движений достигаю т не­
скольких сантиметров в год. В отдельных участк ах р азл о м а н а б л ю д а ­
ется микросейсмическая активность. При этом вы я ви л ас ь зависимость
скорости крипа от двух зем летрясений в районе г. Х оллистера (расп о­
ложенного в зоне р а зл о м а ) в 1961 г. с м агнитудами 5,6 и 5,5.
З а 800 дней до зем летрясения скорость крипа о п р ед ел ял ас ь от 12 до
20 мм/год. П ериод активного крипа закончился, когда произош ли зе м ­
летрясения, после чего в течение полутора лет крип вообщ е не о тм е ч ал ­
ся, а затем он возобновился, но с малой скоростью. Н а р азл о м а х СанАндреас с 1968 г. ведется н аблю дение более чем на 40 крипометрах.
301
Они п оказал и, что крип распро стран яется вдоль разломов со скоростью
1— 10 мм/сут.
А н али з имеющегося м а т е р и а л а показал, что трещины могут о б р а­
зовы ваться не только мгновенно, будучи связанны ми с зем летрясения­
ми, но и испыты вать д ви ж ени я типа крипа после их формирования.
П ри этом в ряде случаев неясно, имел ли место тектонический крип
до толчка зем летрясения, или он начал возникать только после толчка
и р аскры ти я трещины. Д остаточн о определенно установлено, что даж е
очень удаленны е зем летрясен ия могут влиять на ускорение тектониче­
ского крипа. О д н ако современное трещ ин ообразован ие не всегда приво­
дит к возникновению зем летрясения, хотя в некоторых случаях (р а з­
лом Сан-Андреас) на отдельных участках могут проявляться микросейсмическая активность и отдельные землетрясения. Из сказанного
видна тесная связь медленных и импульсных тектонических движений.
К ак считают Д . X. Якубов, Н. А м бразейс и другие исследователи,
на протяжении длительного п р ом еж утка времени процесс тектониче­
ского крипа мож ет « ом о л аж и в ать » рельеф, д е л а я его «свежим» при
д авнем залож ении. С точки зрения сохранности форм рельефа при оп­
ределенных климатических условиях и составе горных пород они могут
быть «свежими» в течение чрезвычайно длительного времени. Все это
з ас тав л я ет с осторож ностью относиться к определению возраста сей­
смодислокаций, считаю щ ихся по их внешнему виду молодыми. Многие
из них могут о к а зать ся не современными, а плейстоценовыми и плио­
ценовыми, что мож ет привести к ош ибкам определения уровня совре­
менной сейсмичности.
Методы выявления сейсмичности исторического и геологического
прошлого. Д л я установления общего уровня сейсмичности большое зн а­
чение имеют сведения о ранее происшедших крупных землетрясениях.
Д л я этого необходимы данны е за длительный отрезок времени, чтобы
достоверность получаемы х выводов при статистической обработке была
обоснованной. Д л я этого используют не только инструментальные н а­
блюдения, но и дан ны е а н а л и за исторических и геологических фактов.
Д л я реконструкции зем летрясений исторического прошлого использу­
ются историко-археологические данные. К ним относятся сведения,
ох в аты ваю щ и е в р азн ы х р айонах М ира отрезок времени во много со­
тен лет и д а ж е тысячелетия.
Так, например, из наиболее ранних землетрясений в Крыму по
археологическим д анны м у к а зы в ае тся зем летрясение 63 г. до н. э. П е р ­
в а я и сторическая д а т а о р азру ш и тел ьн о м землетрясении относится к
480 г. н. э. П е р в а я точная- д ата разруш ительного землетрясения в
К р ы м у — 1292 г. Что к асается К а в к а за , то с землетрясением в I в. н. э.
связы ваю т р азруш ен и е г. Д иоскурии (г. С ухуми), часть которого по­
грузилась под воды Черного моря. Известно, что в IV и VI вв. был
р а з р у ш е н 'т а к ж е г. Сёбестополис. Р а з в а л и н ы его находятся на дне Су­
хумской бухты. Б о л ь ш а я часть города, ка к считают, погрузилась под
уровень моря внезапно в -результате быстрых сейсмических движений,
о чем говорит значительный одинаковы й наклон в глубь берега древней
кладки и культурны х слоев. У казы вается, что около 417 г. от зем летря­
сения в Боспорском' государстве был разруш ен ряд городов. Наличие
сильных зем летрясений в историческое время п одтверж даю т р азру ш е­
ния древних сооружений,
о б нару ж ен н ы х
археологами.
Истори­
ческие сведения по К а в к а зским зем летрясениям дали возможность
К. К. Б ю с и И. В. К ирилловой получить распределение сейсмической
активности и выявить определенную ритмичность. Д ан н ы е по истори­
302
ческой сейсмичности территории В о ­
сточного С редиземноморья, Ближ него
Востока, К а в к а за и К ры м а позволили
составить карту, хорошо согласую щ у­
юся с
основными тектоническими
структурами
и инструментальными
данными за последние 65 лет (рис.
110).
В последние годы для изучения
проявления землетрясений стали п ри ­
влекать палеосейсмогеологический м е­
тод, разработанн ы й Иркутской ш к о ­
лой сейсмотектонистов: Н. А. Флоренсовым, В. П. Солоненко и др. С ущ ­
ность метода зак л ю ч ается в поисках,
Рис. 110. К арта распределения исто­
диагностике и соответствующей интер­
рических землетрясений. Заш три хо­
претации сейсмодислокаций с опреде­
ванн ая площ адь — ареалы эпицент ральны х зон за I—X VII столетия. По
лением интенсивности создавш их их
Н: Н. А мбразейсу; с добавлениями
землетрясений. Основанием д л я з а ­
ключения является изучение в ы р а ж е н ­
деформаций, обных в рельефе различного рода остаточных
разовавшихся в плейстосейотовых зонах современных р а з р у ш и т е л ь ­
ных землетрясений, их пространственных сочетаний. Этот ж е ме­
тод применялся автором для вы явления сейсмичности геологического
прошлого по строению и составу древних слоев геологических р а з р е ­
зов платформенных областей [13]. П ри этом изучаю тся погребенные и
ископаемые сейсмогенные формы, иногда в виде п алеоф орм рельефа,
состав и текстуры сейсмогенных ф аций отложений. П р и м ен я я геологи­
ческие и палеогеографические методы, мож но реконструировать эпицентральные зоны землетрясений д ал еко го геологического прошлого.
Огромный интерес п редставляет тот факт, что ка к погребенные, т а к и
ископаемые следы зем летрясений часто встречаю тся в геологических
разрезах в районах, где и в историческое и голоценовое врем я т а к ж е
проявлялись зем летрясения и где они п роявляю тся и в н астоящ ее в р е ­
мя. О траж ение сейсмических явлений в осадконакоплении отмечалось
А. Д. Архангельским, А. П. П авловы м , Д. В. Н али вки ны м , Л . Б. Рухиным, Н. М. Страховым, Р. Ш раком , Н. Б. Вассоевичем, А. А. И в а н о ­
вым, Н. Н. Верзилиньтм, С. Г. Нечаевы м, Н. И. Н ико л аевы м , К. К. Орвику, Ю. Хейпслау и др.
С видетелями сейсмичности далекого геологического прошлого я в ­
ляются кластические дайки. Это трещины, заполненны е или облом оч ­
ным материалом, поступающим сверху, или м атер и ал о м н и ж е л е ж а щ и х
горных пород. В последнем случае силой, способствующей внедрению
в таких инъекционных дайках, было гидростатическое давлен ие внут­
ри песчаного пласта, насыщенного водой, или породы, об ла д а ю щ ей
тиксотропными свойствами. Впервые на эти о б разо в ан и я в пред ел ах
Русской плиты обратил внимание в 1896 г. А. П. П а вл ов , н азвавш и й
их «нептуническими» д ай кам и и св язав ш и й их происхождение с зе м л е ­
трясениями. П о зж е (в 1956 г.) Р. Г. Гарецкий писал, что кластические
дайки могут быть очень разного происхождения. В больш инстве ж е
случаев они возникаю т под воздействием землетрясений.
В ряде мест сохраняется верхняя п риустьевая часть даек, ранее
представляю щ их зияю щ ие трещины, которые возникали на дне б а с ­
сейнов и заполнялись сингенетическими о садк ам и и облом кам и пород,
303
вм ещ аю щ и х трещину. Ш ирина верхней приустьевой части д аек и глу­
бина их проникновения (в ряде случаев о п ред ел яем ая первыми де­
сяткам и метров) находятся, по-видимому, в прямом соответствии с
силой подземного толчка. Скопление даек, их преобладаю щ ее нап рав­
ление, в сопоставлении со структурой фундамента, указы ваю т на эпицен тральны е области древних зем летрясений и, как установлено, их
связь с блоковой структурой подстилаю щ их этаж ей.
К числу погребенных и ископаемых свидетелей сейсмичности гео­
логического прошлого относятся ископаемы е обвалы, осыпи и другие
«сейсмогенные фации» осадков, следы которых прослеживаю тся на
значительны х п лощ адях; интенсивное развитие подводных оползней,
распространенны х в п ределах определенных стратиграфических гори­
зонтов и часто приуроченных к «тектоническим порогам»; накопление
мощных конгломерато-брекчий, ф ац и ал ь н о переходящ их в обломочные
известняки и известняки с иной структурой; наличие мелких сложных
с к л а д о к послойного подводного скольж ени я в ленточных породах; спе­
цифические сингенетические структуры дробления, особенно в карбо­
натных то л щ ах , распростран яю щ и еся на большие территории при стро­
гой в ы держ ан ности стратиграф ического уровня, говорящие об энергич­
ных сотрясениях морского дна, покрытого осадками, литификация ко­
торых еще не успела заверш иться. В ряд е случаев образую тся как бы
структуры в зл ам ы в ан и я , которые нередко объясняю тся действием волн
бассейна, где о т к л ад ы в аю тся эти осадки. Н евозм ож но д а ж е перечис­
лить все признаки былых землетрясений, запечатленных в геологиче­
ских р азр е зах . По-видимому, мы еще совершенно недостаточно оцени­
ваем значение обломочных структур известняков, когда брекчирование
зах в аты в ает только сравнительно небольшие пачки, ритмически повто­
ряю щ иеся в разрезе, причем обломочным породам сопутствуют такие
х а р а к тер н ы е явления, к а к следы подводных оползней, разры вов и мес­
тами кластические дайки. Такие обломочные структуры, по-видимому,
связаны с сейсмическими процессами, сингенетичными осадконакоплению. Они явл яю тся свидетелями «ископаемых» землетрясений. П одоб­
ные факты, ка к выясняется, имеют широкое распространение среди от­
лож ений прош лых геологических эпох, ка к в пределах геосинклинальных, т а к и в п латф орм енн ы х об ластях на территории С ССР, стран
С кандинавии и во многих других регионах.
П о имею щимся данны м, которые удалось проанализировать, эпицен тральны е зоны п алеозем летрясен ий оказы ваю тся приуроченными
к определенным сейсмогенным структурным формам. Очень часто т а ­
ковыми явл яю тся зоны .глубинных долгож ивущ их разломов. Толчки
зем летрясений периодически повторялись в течение длительного гео­
логического времени, о б н а р у ж и в а я удивительную территориальную
приуроченность к этдш зонам. Глубинные разломы Ю жного ТяньШ аня, например, хр ан ят следы зем летрясении па протяжении более
600 млн. лет. З ам ети м , что и-современны е зем летрясения так ж е н асле­
дую т эпицентральны е зоны «ископаемых» землетрясений. В п латф о р­
менных об ластях сейсмргенными структурами оказы ваю тся слабо вы р а­
ж енн ы е антиклинальные, складки, валы , разлом ы и прочие структур­
ные формы фундамента. Все перечисленные реликтовые, погребенные
и ископаемы е реконструируемы е палеосейсмогеологические явления
приобретаю т особую убедительность в тех случаях, когда они дополня­
ют д руг друга; когда они оказы ваю тся приуроченными к выраженным
в рельеф е или погребенным сейсмогенным структурам, выявляю щ имся
304
геологическими и геофизическими методами, и о бразую т определенный
комплекс явлений, не встречаю щ ихся вне этих структур.
Следы «ископаемых» зем летрясений в н астоящ ее врем я о б н а р у ж е ­
ны в палеогене Пр икаспийской впадины и П ов о л ж ь я; в юре Западн оСибирской плиты; в три асе и перми трапповой области
Сибирской
платформы; в палеозое У рала; в основании кембрия Б алти й ского щита
и его четвертичном покрове; в кембрии ОЛенекского поднятия; в позд­
нем докембрии Х арау л ах ск их гор; в синии окраины А лданского щита
и в других районах. Иными словами, «ископаемые», зем летрясен ия ши­
роко распространены на территории С С С Р '.(и за ее, пределам и ) и при­
урочиваются к различным этап ам геологической истории на п р о т я ж е ­
нии по крайней мере первого миллиарда, лет. Д л я многих регионов
намечается оп ределенная периодичность в прояв’л ении импульсных д ви ­
жений в виде интенсивных землетрясений. Д л я окраин Балтийского
щита с сокращенным разрезом осадочного чехла, по данным К. К. Орвику и Ю. Хейпслау, характер н о проявление сильных зем летрясений в
кембрии, ордовике, в позднем плейстоцене. При этом д ля плейстоцена
автором были установлены три э тап а землетрясений: 1) поздний п лей ­
стоцен (14 тыс. лет н а з а д ) ; 2) голоцен (первые ты сяч ел ети я ); 3) не­
сколько столетий н а з а д (по степени сохранности п ал еосейсм од исл ока­
ций). К этим ж е районам приурочены и эпицентры современных слабы х
землетрясений. Д л я К ры м а вы деляю тся зем летрясен ия в триасе, п озд ­
ней юре, в раннемеловое время, эоцене, неогене, плейстоцене. Ко мно­
гим районам палеозем летрясений приурочены плейстосейстовые о б л а ­
сти современных землетрясений. О граничим ся приведенными п р и м ер а­
ми, хотя их и можно было бы продолжить. И з ск азан н ого мож но сде­
лать следующие выводы.
1. Д окум ентально у стан авл и в ается проявление импульсных д в и ­
жений в разны е геологические эпохи.
2. В ыявляется удивительная устойчивость — ун аслед ован н ость про­
явлений сейсмичности в определенных рай о н ах на протяж ении очень
длительных отрезков времени, оцениваемых циклам и не только второго
порядка (35— 40 млн. л е т ), но и первого п орядка (сотни млн. лет) и
д аж е мегациклами.
3. У станавливается связь проявлен ия палеосейсмичности со стр ук­
турами разных порядков, н азы ваем ы х сейсмогенными, которые в ы я в л я ­
ются и в современной тектонической структуре. Д ли тел ьн ое развитие
этих структур определяет устойчивое и у н аследован н ое проявление
сейсмичности.
4. Заклю чение о палеосейсмичности п риобретает убедительность
только в тех случаях, когда берутся все факты , дополняю щ ие друг
друга, и оценка этих ф акторов св язы в ается с р езул ьтатам и ан а л и за
структуры.
5. В ыявляется, что на определенных э тап ах тектонического р а з в и ­
тия сейсмичными были не только подвиж ные геосинклинальны е о б л а ­
сти (па разны х этапах р азв и ти я ), но и платформенны е, на территории
которых имеются следы сильных землетрясений.
6. Плейстосейстовые области современных зем летрясений во мно­
гих случаях наследуют так овы е древних землетрясений.
7. Ш ирокое развитие п алеозем летрясен ий у к а зы в а е т на большое
значение быстрых — импульсных тектонических движений, которые х а ­
рактеризую тся дискретностью и контрастностью, чередованием перио­
дов относительного покоя, когда происходит накопление н ап ряж ени й с
импульсами быстрых движений, сб расы ваю щ их эти нап ряж ени я.
2 0 За к. 309
305
8. Д лительное, устойчивое, сохраняю щ ееся в течение сотен мил­
лионов лет и п р о д о л ж а ю щ ее ся в н астоящ ее врем я территориальное
полож ение областей накопления и снятия напряжений, вызывающихся
проявлением импульсных тектонических движений, связанны х с опреде­
ленными разв и ва ю щ и м и ся структурными форм ам и, противоречит идее,
разви ваем ой в классической гипотезе глобальной тектоники плит.
9. С водка данны х по палеосейсмологии позволяет надеяться, что
в б л и ж а й ш ем будущ ем будет созд ан а обоснованная
геохронология
сейсмичности Земли.
В ы явление импульсных тектонических движ ений в геологическом и
историческом прош лом по следам п роявлен ия палеоземлетрясений, ус­
тановление связи их с сейсмогенными структурами позволяет более
п равильн о и обоснованно р еш ать две задачи: 1) практическую — по
определению м аксимального возможного уровня землетрясений, необ­
ходимую д ля сейсмического районирования и 2) научную — по вы явле­
нию истории пр оявл ен ия импульсных тектонических движений, их
унаследованности, связи с развитием геологических структур. Палеосейсмогеологические методы требую т осторожности в их применении и
большей убедительности в д ел аем ы х практических и теоретических вы­
водах.
Импульсные (сейсмические) движения и рельеф поверхности Земли.
И сследователи, зан и м аю щ и еся изучением геоморфологии горных стран
Средней Азии, К а в к а з а и т. д., неоднократно о б р ащ а л и внимание на
роль зем летр ясен ия к а к процесса, преобразую щ его рельеф земной по­
верхности или активизирую щ его проявление ряда экзогенных процес­
сов. В 1973 г. В. П. Солоненко вы с каза л мнение, что в районах с вы­
сокой сейсмичностью нельзя говорить о рельеф ообразую щ ей роли мед­
ленных кол еб ател ьн ы х тектонических движ ений или о каком-либо су­
щественном их влиянии на изменение земной поверхности. Он у казы ­
в ал, что миллим етровы е ам плитуды колебательн ы х движений в сотни
и тысячи раз п ерек р ы ваю тся ам пл и тудам и см ещ ения при сильных зем­
летрясениях.
Д ействительно, в настоящ ее врем я д л я разны х районов описаны
р азн о об р азн ы е проявления в рел ьеф е импульсных тектонических дви­
жений: больш ое количество об валов и оползней с объемом, нередко
п ревы ш аю щ им 1— 3 млрд. м3 (К ам ч атк а, П ам ир , Перу, Чили и др.),
п ер его р а ж и ва ю щ и е речные долины, п одп руж и ваю щ и е реки, образую ­
щие крупные озера. Г р авитационны е процессы часто связаны с зона­
ми крупных разломов. В районах, слож енны х слоистыми осадочными
образован иям и , при крупных зем летрясен иях происходит сползание
пластов или п ачек относительно ж естких пород по более пластичным.
П ри этом о б разую тся гром ад н ы е трещ ины, уступы высотой в десятки
метров (К ав к а з, Монголия,),, происходит смещение горных массивов.
Н а б л ю д а я все перечисленные явлен и я в природе, автор п о р а ж а л с я си­
ле воздействия импульсных д виж ений на рельеф.
Н ам и был произведен, подсчет площ адей подвижных зон Земли,
где ч ащ е всего происходят' разруш ител ьн ы е землетрясения. Оказалось,
что подвиж ны е пояса, являющиеся- сейсмическими зонами, составляют
23 % п лощ ад и поверхности всего земного ш ара. Т аким образом, релье­
ф о о б р азу ю щ а я роль зем летрясений о к азы в ается ощутимой на сравни­
тельно ограниченной площ ади. Д л я реш ения вопроса о влиянии зем ле­
трясений на рельеф проан ал и зир уем влияние медленных и импульсных
тектонических движ ений одного и того ж е отрезка времени. Скорость
306
колебательных движений д л я платф орм енны х и орогенных областей
определяется количеством миллиметров в год. ’О д н ако эти скорости
малы только на первый взгляд. У бедиться в этом можно с помощью
следующего расчета. При минимальной скорости д виж ений 1 см/год
за голоден су м м арн ая величина направленны х медленных (к о л е б а тел ь ­
ных) движений будет равна 100 м. Если ж е учесть, что в подвижных
областях проявляю тся сильно диф ф ерен ц ирован н ы е движ ения, то при
такой, казал ось бы, незначительной скорости в смежных п одн и м аю щ их­
ся и опускающихся о б ластях р а зм а х д виж енйй будет достигать уж е
200 м. Такие амплитуды движений будут -ощутимо ск азы ва тьс я на ин­
тенсивности проявления разн ооб разн ы х -процессов выветривания, д е­
нудации и аккумуляции. Э ф фект будет неизмеримо выше, если мы бу­
дем рассм атривать весь неотектонический этап- и*ли его вторую полови­
ну, за время которого горный рельеф приобрёл свой современный об­
лик.
К а к ж е ск аж утся зем летрясен ия за э.тот ж е о трезок времени на
рельефе? Напомним, что периодичность импульсов разруш ительн ы х и
сильных землетрясений для разны х сейсмических областей разны ми
авторами д ается по-разному. Д л я катастроф ических зем летрясений
эта периодичность более п родолж и тельн а; д л я землетрясений, которые
характеризую тся как сильные, накопление упругой энергии происходит
в более короткие сроки, и сейсмогенные явления о к а ж у тся зн ач и те л ь ­
но более скромными. При интенсивности зем летрясений в 7 б ал л о в и
менее они мало отразятся в ф о рм ах р ельеф а и следы их сохраняю тся
недолго.
Если принять периодичность разруш ительн ы х зем летрясений от
100— 150 до 400 лет, то, учиты вая плотность эпицентров сильных зе м ­
летрясений, например д ля К а в к а за , мы убедим ся, что импульсны е д ви ­
жения не будут играть оп ределяю щ ую роль в рельеф ообразован и и. С и ­
стематически и повсеместно действую щие медленные (колебательны е)
движения о ка ж у тся главны ми в рельеф ообразован и и. Что касается
результатов импульсных движений, то в силу их м ало й плотности, л о к а ­
лизованное™ в определенных зонах, они будут играть в изменении р ел ь ­
ефа земной поверхности лиш ь второстепенную роль, на что автор у к а ­
зывал ранее.
Влияние медленных тектонических дви ж ени й на рельеф о б щ еи зв е­
стно. Исключительно велико их значение в п роявлениях процессов э р о ­
зии, экзарации, гравитационных и др. С ними связан ы изменения ур ов ­
ня подземных вод, развитие карстовых процессов и т. д. П р о я в л я ю ­
щиеся сильные и катастроф ические импульсные д ви ж ен и я усиливаю т
и ускоряют многие из этих процессов. По эксп ери м ен тальн ы м данны м,
например, частые сл абы е импульсны е д ви ж ени я способны увеличивать
фильтрацию подземных вод, что не м ож ет с к азать ся на ходе э кзоген ­
ных процессов. Кроме того, н ельзя все крупные смещения, хронологи­
чески не связанны е с зем летрясениями, относить к явлениям сейсмогравитационным. Н апример, в соотношении крупного оползня на р. Могок в Д агестан ской А С С Р с общим объемом смещенных горных пород
100 млн. м3 нельзя у тв ерж д ать, что это — сейсмогравитационное я в л е ­
ние, ка к это д елает В. П. Солоненко. По мнению М. В. Ч уринова, вы ­
сказанному еще в 1964 г., причиной оползня послуж ило не зе м л е тр яс е­
ние, а обилие выпавших в год оползания осадков, превысивших норму
на 150— 250 %. Толщ а трещ иноваты х мергелей вдоль р азл о м а н асы ­
щ алась водой и постепенно ув ел и чи вал ась в объеме, у т я ж е л я л а с ь , что
и привело к смещению горных масс. Т аким образом, в к а ж д о м отд ел ь­
21*
307
ном случае требуется тщ ательн ое исследование и сопоставление всех
данны х. Но вместе с тем нельзя целиком отрицать значения слабых
импульсных движений, широко распространенны х ка к в сейсмических
о б ла стя х , т а к и вне их, на дин ам ику р азн ооб р азн ы х экзогенных про­
цессов.
У становлено, что скорости медленных движ ений во времени значи­
тельно изменялись. Это в л ияло и на сейсмическую активность. Текто­
нические движ ения, в особенности дифф еренцированные, вызывают
н ап р яж ен н о е состояние земной коры, накопление упругой энергии, ко­
торое во времени идет т а к ж е неравномерно. И зм ен ял ся и сейсмиче­
ский режим. По мнению Д . В. Н али вки на, история земной поверхности,
к а к и все другие истории, созд ается совокупностью, совместным, чере­
д у ю щ и м ся действием ка к эволюционных, т а к и революционных про­
цессов и явлений. И в истории р азви тия рельефа горных стран имели
место ка тастроф и ческие процессы, связан ны е со значительно больши­
ми скоростями п роявлен ия н ап равлен ны х вековых движений земной
коры, со п ро в ож д ав ш и хся быстрым накоплением упругой энергии, ин­
тенсивными п роявлениями разлом н ой тектоники, блоково-глыбовыми
движ ениям и, катастроф ическим и зем летрясениями, а местами и про­
цессами вулкан и зм а.
В ы р а ж ен н ы е в рельеф е следы разны х типов сейсмодислокаций в
ряде районов К а в к а з а , Т ян ь -Ш ан я и других горных стран в большин­
стве случ аев о к а зы в аю тс я приуроченными к раннем у голоцену, поздне­
му и р ан н ем у плейстоцену, т. е. о трезк ам времени с более н ап ряж ен ­
ными тектоническими процессами. Есть основание считать, что совре­
м енн ая эпоха в целом отличается более низким уровнем проявления
сейсмичности. П оэтом у определение м аксимального уровня сейсмично­
сти по п ал еосейсм одислокац и ям (без точного определения их в озра­
ста) неизбеж но будет приводить к его завы ш ению , что ск аж е тся на
сейсмическом районировании и на решении вопросов палеогеоморфо­
логии.
О ценка смещ ения и деф орм ации земной поверхности, которая мо­
ж е т быть с в я за н а с расш ирением горных пород в зоне очага перед р а з ­
рывом, была д а н а в 1965 г. Л. А. Л аты ниной. Исходя из того, что очаг,
в первом приближ ении, имеет вид сферического объема, в каж д о й точ­
ке которого происходит расширение, и п ервоначальн ы е п арам етры (р а­
диус сферы 10 км, о б ъ ем н ая д еф о р м а ц и я 10^4— 10^5), в эпиценгральной
зоне смещение о к а за л о с ь равным 2,5— 25 см, деф орм аци я 1,7 (10-5—
10^6); на расстоянии 150 км -деформация со с тав л ял а у ж е величину
1 0 '8— 10^9, что м ож ет быть измерено приборами. Расчеты показали,
что д еф о р м а ц и я (к ак гори зонтальн ая, т а к и вер ти кал ь н ая компоненты
см ещ ени я), с в я за н н а я с процессами в очаге сильнейших землетрясений
перед разры вом , м ож ет быть зарегистриро в ан а в радиусе от эпицентра
100— 200 км, однако величина ее о к а зы в а е т с я незначительной.
П рави л ьн о сть наш их выводов о сравнительно малом значении им­
пульсных движ ений в региональном плане показы ваю т и следующие
расчеты, проведенные в 1976 г. Ю. В. Ризниченко и Э. А. Д ж еб ал и дзе.
Р а сс м о тр ев д ви ж ен и я типа сейсмического течения горных масс, у к а ­
зан н ы е авторы св яза л и их с остаточными смещ ениями в очагах зем ле­
трясений. Схематически представив очаг корового землетрясения, как
п оказан о на рис. 111, А, и считая, что в этом объеме происходит рас­
к а л ы в ан и е и смещение по одной из двух возм ож н ы х плоскостей скола
Р и Р \ авторы рассчитали сум м арн ое поднятие горных масс в области
308
Рис. 111. Схема движений в очаге землетрясения ( - 4 ) 'и общ ая деф ормация области
очага при простых и сложных разры вах (Б) с осями растяж ения Т и сж ати я С. По
Ю. В. Ризниченко и Э. А. Д ж и б ал и д зе
Т Т ' — ось растяжения; С С ' — ось сжатия; РР' — возм ож ны е плоскости разрыва; D — смещ ение по
разрыву; Dl V 2 — смещ ение выколотой части; ( d Y 2) cos г — поднятие горных масс в области
очага; (D У 2) cos с — то ж е , опускание; R — ради ус поверхности разрыва
Рис. 112.
К арта
вертикальных сейсмотектонических движений (vc) К авк аза. По
Ю. В. Ризниченко и Э. А. Д ж и б ал и д зе
/ — изолинии скорости t»c в мк/год вертикальных сейсмотектонических движ ений; 2 — скорости
современных вертикальных движ ений иг в м м/год по данным геодези и и геоморфологии. На в р ез­
к е — район Д ж авахетск ого нагорья
очага ( Ah) , связанное с д ви ж ени ям и обеих осей ТТ' и СС' : Ah —
= D / j У 2 (cos a r— c o s a c ) .
Если п лощ адь сечения очага р ав н а S, то поднявш ийся в области
очага объем горных масс будет равен:
Д V = S D jY 2 (cos otj — cos яс) =
V 2 (cos ^ — cos ac),
где M 0 — сейсмический момент (среднее смещение D ) , р авн ы й S D ; |х —
упругий модуль сдвига м а тер и ал а горных масс в области очага. Т аким
образом, приращение разм ер ов области очага кверху происходит за
Э09
счет уменьш ения ее р азм еро в в горизонтальном направлении, так что
объем очага в целом не меняется.
П ер ехо д от разры вны х д еф орм ац и й разной частоты повторения к
непрерывной д еф ор м ац и и п оказан на рис. 111, Б. По приведенной ф ор­
муле сум м арн ы й объем горных масс, приподнятый над всеми очагами
зем летрясений, приходящ им ися на единицу поверхности за единицу
времени, будучи отнесен к этим единицам, равен средней скорости сей­
смотектонического поднятия земной поверхности в области очага. По
окончательной расчетной ф ормуле были определены скорости верти­
кальн ы х сейсмических движений. О к азал о сь , что в большинстве случаев
скорости сейсмических волн v c составляю т доли сантиметров в год.
Они горазд о меньше полных скоростей иг современных вертикальных
тектонических движений, у ст а н а вл и в аем ы х по данны м геодезии и гео­
морфологии. Эти скорости у с были рассчитаны д ля К а в к а з а (рис. 112).
О б щ а я кон ф и гурац ия изолиний vc (в мк/год) и v T (в мм/год) в основ­
ных чертах одинакова, хотя в д е т а л я х имеются различия. По данным
v c и v r, область Главного К ав казс ко го хребта п родол ж ает подниматься;
в зоне перехода к П рикаспийской депрессии (район г. М а х а ч к а л а ), а
т а к ж е в Куринской впадине (ю го-западнее г. Б ак у ) появляю тся отри­
ц ательны е значения v c и уг, у к а зы в аю щ и е на п родолж аю щ ееся углуб­
ление впадин. Авторы п риходят к выводу, что роль землетрясений в
росте гор и об р азо в ан и и впадин не превы ш ает 1 %•
Т аким образом, приведенный м атери ал з а с т а в л я е т прийти к выво­
ду, что р е л ь еф о о б р азу ю щ ая роль медленных движ ений сказы вается как
в платф о рм енн ы х областях, т а к и в рай он ах с высокой сейсмичностью,
соответствующ их п одвиж ны м зонам земной коры. М едленные тектони­
ческие д ви ж ени я, п ер ед ав ая сь из мантии в земную кору, дифф еренци­
ровались по структурны м элем ен там в соответствии с эндогенным ре­
ж имом. Горные породы приобретали н ап р яж енн ое состояние, тем боль­
шее, чем контрастнее и интенсивнее п роявлялись медленные движения.
К огда на известных уч астк ах н а п р я ж е н и я превосходили прочность по­
роды, они р а зр е ш ал и сь в импульсе зем летрясения. Зем летрясения зон
интенсивного проявл ен ия медленных (колебательны х) движений, я в л я ­
ются их симптомами и к а к б ы . спутниками, дополнительно влияющими
на процессы о б р азо в ан и я рельеф а посредством об разован ия сбросовых
деформаций.
П риведем несколько примеров, описанных Б. Л. Личковым и д р у ­
гими и сследователям и . З ем л етрясен и е 1887 г. на северной границе
М ексики м еж д у двум я о б разов ав ш и м и ся сбросами, опоясывающими
поднятие горной цепи, привело к возникновению сети холмов СьерраТеррас. П од н яти е достигало 7 м. П о сле зем летрясения 1872 г. в одной
из долин Б ольш ого Б ас сей н а (СШ А) о б р азовал и сь ступенчатые сбросы
длиной до 80 км с верти кальн ой высотой в 5— 6 м (по данным Т. Гильб ерта). П осле зем летрясен ия в С ан-Ф ранциско 1906 г. образовал ся
грандиозный прямолинейны й сбросо-сдвиг, п арал л ел ьн ы й берегу Ти­
хого океана, п р о тяж е н н о сть ю -350 км. Сдвиг достигал 7 м, об р азо вав
уступ высотой 1,3 м, -совпадающий с направлением тектонических л и ­
ний. В 1897 г. при зем летрясении А ссам а в Индии об разо в ал и сь длин­
ные трещины, п ар а л л е л ь н ы е горам-, в том числе три больших сброса.
Н а и б о л ьш и й из них имел '22 км в длину при высоте уступа 12 м.
В 1896 г. в Японии (провинция Хоншоу) после зем летрясения об р азо ­
вали сь две большие расселины вдоль склона горного хребта. В одном
месте по линии р азл о м а произошел надвиг в 2 м. Сброс имел вид рез­
кого уступа, местами вал а, длина его 15 км. Д ругой п араллельны й
310
сброс имел длину до 25 км с уступом в 3 м. 4 я н в а р я 1911 г. в Заили йском А л атау и К унгей-А латау при зем летрясении о б р а з о в а л а с ь текто­
ническая подвижка широтного нап равл ен ия длиной более 100 км. Т а ­
кие примеры сейсмодислокаций можно б ы л о -ё ы продолжить. Основны ­
ми движениями, влиявш ими во всех этих случ аях на рельеф, по в ы р а ­
жению Б. Л. Л ичкова, была соврем енная эпейрогения, которая о с л о ж ­
нялась радиальны ми д ислокациям и с-пр оявл ени ем землетрясений.
Существуют и другие взгляды. Обычно считается, что зем л е тр яс е­
н и я — это следствие роста гор. О д н ако И. А. Р ез ан о в в 1977 г. в ы с к аза л
мнение о том, что эту зависимость ц елесообразно поставить в о б р а т ­
ном порядке: об р азован ие гор есть следствие землетрясений. П о его
мнению, к а ж д о е зем летрясение приводит к об разован ию крупной тр е ­
щины, которой сопутствуют сотни тысяч ■тр.ещин меньшего разм ера.
Трещина разруш ает, рыхлит породу, сн и ж ает ее'м о н о л и тн о сть и п лот­
ность. К аж д ое зем летрясение образует новые трещины, подновляет
существовавшие ранее. З а п о л н яяс ь минеральны ми образо ван иям и , они
приводят к понижению плотности пород и увеличению их объема.
В результате породы как бы р азбухаю т, вследствие чего о б разую тся
горы и граница М испыты вает прогибание. А н али з данны х геом орф оло­
гии и выяснение геологической истории ф орм и ро ван ия горного рельефа
противоречат таким представлениям. Именно дифф еренцированно п ро ­
являющ иеся медленные (колебательны е) д ви ж ени я и горизонтальное
сж атие массивов, глыб, блоков п риводят к н ап р яж е н н о м у состоянию
горных пород, их деф орм ации и зем летрясениям . Р а зл о м ы , со п ро в ож ­
дающие их трещины и зем летрясения есть следствие этих причин. С ей­
смодислокации, будучи локальн ы м и , только у сл о ж н ял и рельеф сей­
смических областей.
С ЕЙ С М О ГЕ О Л О Г И Ч Е С К И Й А Н А Л И З
И В О П РО С Ы П Р О Г Н О ЗА ЗЕ М Л Е Т Р Я С Е Н И Й
Неотектоника и землетрясения. С вязь импульсных дви ж ени й с н о ­
вейшими тектоническими дви ж ени ям и п р еж д е всего о к а зы в ае т ся про­
странственной. Так, где происходят в ерти кальн ы е новейшие д виж ения
с повышенными значениями скоростей, н аб лю д ае тся появление зн ач и ­
тельного количества слабы х и сильных землетрясений. Т акие районы
мы обычно н азы ваем сейсмичными. Участки с повышенной сейсмич­
ностью связаны с подвижными об ластям и земной коры, отл и чаю щ и м и ­
ся большими градиентами скоростей медленных движений. Б о л ее точ­
ную картину такой связи мож но видеть в распределении активных н о­
вейших движений и интенсивных импульсных движений, в ы р а ж а ю щ и х ­
ся в сильных зем летрясениях, к а к бы о тр а ж а ю щ и х проявление
горообразовательных процессов в современный этап. Н апри м ер, в вос­
точной части СШ А поднятия и опускания в среднем составл яю т ± 3 —
5 мм/год, зем летрясения сл аб ы е и редкие; в зап ад н ой части, о х в а т ы ­
вающей и К ордильеры, скорость д виж ений достигает 10— 15 мм/год,
землетрясения более частые и более интенсивные.
В ы является и д ругая п ространственная связь. При сильных зе м л е ­
трясениях импульсные д ви ж ени я охваты ваю т площ ади большой п р о тя­
женности. В земной коре сильный импульс, вызванный снятием н ако п ­
ленной упругой энергии, приводит к значительному перераспределению
напряжений и, ка к следствие, к изменению скорости, а в ряде случаев и
напряженности тектонических движений. П рим еры такого п ерерасп р е­
311
д елен и я н апряж ений, связанны х с разл о м ам и разной формы и различ­
ной ориентировки к н аправлению общего сж ати я, по данным экспери­
ментов, п риводятся вслед за М. В. Гзовским [14] и другими авторами.
При этом изменяется и величина м акси м альн ы х касательных н ап ря­
ж ений (см. рис. 97).
Т ак о е п ерерасп ределен и е н ап р яж ен и й наб лю д ается в однородных
структурны х зонах и сказы ва ется на различны х тектонических процес­
сах. Н апри м ер, ка тастр о ф а в Чилийско-Аргентинских Андах 18 апреля
1932 г., когда почти одновременно приш ли в действие 25 крупных вул­
канов, об разую щ и х р я д длиной в 800 км (от Сант-Яго до Консепскан),
об ъясняется быстро распростран ивш и м ся тектоническим импульсом,
охвативш им огромную площ адь. Это п о дтв ерж дает наличие упругих
нап р яж ени й и быстрое их распространение на больших расстояниях в
земной коре.
П осле катастроф и ческого зем летрясен ия в Чили 21 и 22 мая 1960 г.
(М = 7,5 и 8,5) смещ ения затрон ули п ло щ ад ь около 130 000 км2. И зм е­
нения уровня моря на побереж ье и на прибреж ны х островах свидетель­
ствуют о поднятии огромной прибреж ной территории на 5,7 м. Такое
смещение на расстоянии до 700 км было объяснено подвижкой Чилий­
ского сектора Тихоокеанского блока земной коры под континент на
20— 40 м. Статистические исследования сейсмичности центрального
района Чили позволили определить частоту повторяемости разру ш и ­
тельных зем летрясений примерно р аз в сто лет. Аналогичные деф ор­
мации отмечаю тся Д ж . П еткером и д ля зем летрясения на А ляске в
1964 г. (М = 8,4— 8,6). Д л и н а их определяется в 800 км и ширина око­
ло 400 км. О б л асть п одви ж ек вытянута вдоль Алеутского глубинного
ж е ло б а. Б л о к вблизи ж е л о б а испытал поднятие. Расп олож ен н ы й д алее
опустился. М ак си м ал ь н ое поднятие достигало 10 м, опускание — до
2 м на расстоянии до 600 км от эпицентра.
Приведенны е примеры п оказы ваю т, что когда в какой-то сейсмиче­
ской зоне на З е м л е происходит разруш ительн ое землетрясение, оно обя­
зател ьн о вы зы вает изменение н ап ряж енн ого состояния на обширной
территории за счет вы деливш ейся упругой энергии. Т а к как в целом
З е м л я п р ед став л яе т собой одну гигантскую систему напряжений, то
и зменения их в одном месте неизбеж но вы зы ваю т перестройку в дру­
гих, особенно в той ж е сейсмической зоне, которая та к ж е представляет
единую систему нап ряж ени й . Т а к а я миграция отм ечалась для Алеут­
ских островов, К ам ч атк и, Чили и других районов. Подробный анализ
такой миграции был дан К. Моги и М. Боттом. Скорость изменения
н ап ряж ени й в простран стве-по примерным подсчетам определяется до
5— 16 км/ч. Т а к а я ж е м и грац и я на расстоянии 1600— 1900 км выявлена
В. П. Солоненко д л я М он голо -Б ай кал ьского сейсмического пояса, в
виде своеобразной «переклички» импульсных толчков сильных зем ле­
трясений (с М = 6 - ь 8 , 6 ) на его ф л ан гах . Перемещ ение импульса тек­
тонических дви ж ени й на новый у ч асток пояса означает ослабление н а­
п ряж ен и я на прежнем участке. Бы стро происходящее п ерераспределе­
ние упругих напряжений, вы зы вает новое накопление их в этом участ­
ке, п одготавли вая новый импульс. К- Моги, М. Боттом и другими
установлена миграция импульсов не только в горизонтальном, но и в
вертикальном направлениях, в ы р а ж а ю щ а я с я
в изменении глубины
очагов землетрясений. О тм ечались случаи взаимосвязи деформаций
Зем л и на расстоянии до 2000 км от эпицентра землетрясений и д аж е
до 10 000 км, в ы р а ж ав ш е й с я в проявлении наклонов земной поверхно­
сти в сторону эпицентра, на что в 1963 г. у к а з ы в а л а Л . А. Л аты н ин а.
312
Это подтверж дает быструю передачу нап ряж ени й (движ ений) и сущ е­
ствование планетарного механизм а деф орм аций. •
П ерераспределение н апряж енного состояния, которое мож ет про­
являться на огромной п лощ ад и (десятки и сотни тысяч к в ад ратн ы х
километров), влияет на поведение отдельны х блоков земной коры и на
формирование рельефа земной поверхности. В их пред ел ах начинает
меняться режим медленных тектонических движений. Он ск азы вается
как на направленности и скорости движений, так- и- на тектоническом
крипе— ползучести,— приводящ ем к перемещению отдельны х блоков
по разломам, что неминуемо ведет к изменениям реж и м а подземных
вод, дебита источников, геохимических особенностей подземных вод,
водоносности рек и т. д.
Установлено, например, что в Восточном С аян е и Ю ж ном П р и б а й ­
калье химический и газовый состав минеральны х вод, их м и н е р а л и за ­
ция и температура находятся в зависимости от степени активности
разломов. К малоакти вн ы м в настоящ ее время р а зл о м а м приурочены
выходы холодных м инеральны х вод, вы деляю щ их углекислоту; с сей­
смически активными р азл о м а м и св язан ы высокотем пературны е воды
(до 95 °С) азотного и метанового состава. П ри этом отмечено, что ис­
точники реагируют на импульсные д ви ж ени я повышением дебита, и з­
менениями температуры, хотя эпицентр импульса мож ет р асп ол агаться
на значительном расстоянии. Т акие законом ерности отмечаю тся и в
других районах проявления импульсных д виж ений
(С ред н яя Азия
и др.). Н а б л ю д аю щ и еся современные трансгрессии Торейских озер в
юго-восточном З а б а й к а л ь е и озер в соседних рай он ах Северо-Восточной
Монголии, происходившие в 1908 и 1958 гг., обоснованно связы ваю т
(Н. А. М ариновы м и В. П. Солоненко) с предш ествовавш ими этим
трансгрессиям сильными зем летрясениями: С еверо-Х ангайским 1905 г.,
Муйским 1957 г. и Гоби-А лтайским 1957 г.
Таким образом, медленные (Тм) и импульсные (Ти) тектонические
движения можно р ассм атри в ать ка к различную реакцию коры и вер х­
ней мантии на проявление единых глубинных процессов. Н а б л ю д аю т ся
эти движения повсеместно. П а р а л л е л ь н о на всей поверхности Земли
происходят процессы денудации (Д ). П ри этом в о б ла стя х го ро об р азо­
вания, где Т и п роявляю тся интенсивно и часто ТМ> Д , в значительной
мере импульсные д ви ж ен и я подчиняются законом ерн остям генетически
близким им медленых тектонических движений. Н акоп лен и е сейсмиче­
ской энергии (Е) в зо н ах разломов, когда н ап р яж ен и я, вы зы ваем ы е
деформацией, превосходят временную прочность, р а зр е ш а е т с я толчком
землетрясения (Т3). В других случаях про явл яется крип (Тк). М ожно
записать:
Тм > Д -
накопление Е -> Т и -> Т3 (Тк).
Все сказанное иллю стрирует прин ц ип и альная схема взаи м о д ей ст­
вия медленных и быстрых (импульсных, сейсмических) тектонических
движений (рис. 113). Р а с с м а т р и в а я ее, надо иметь в виду, что во зн и ­
кающее напряж енное состояние земной коры усиливается при и зм ен е­
нии температуры недр и при проявлении термоупругих напряж ений.
Все это ведет к изменениям физико-механических свойств среды, о чем,
например, говорят локал ьн ы е изменения отношений в м естах « созре­
вания» очагов будущих крупных землетрясений. С ледствием такого
взаимодействия является возникновение геоморфологических, геодези ­
ческих и других аномалий и наруш ение гидрохимических и газовы х р е­
жимов.
313
"Г
Y
Сеи с к и vecnt7za
fU t? /7 ffX U rtt/y£ C /reZ 0
fajfffiffzp
Гемлерат ур/грггг a fy .
Рис. 113. П ринципиальная
схема взаимодействия медленных
(И Д в) тектонических движений
(М Дв)
и импульсных
Р З — рельеф
зем ной
поверхности;
Т Д Ф — текто нич еские
д е ф о р м ац и и
(упругие, пластические);
Н С — н а п р я ж е н н о е со сто яние зем ной к о р ы и м ан ти и: Д и л — ди л а та ц и я ; Д и с — дисторсия; Ф М С С —
изм енение ф и зико -м е хан и че ск и х свойств породы ; О Д Ф — о ста то ч н ы е деф ор м ац и и; Т — геологиче­
ское врем я
Современные медленные движения и деформации земной коры как
предвестники землетрясений. З а последние годы в разны х странах по­
явились данны е, позволяю щ и е установить тесную связь движений, вы­
я в л яе м ы х геодезическими методами, с зем летрясениями. Д л я раскры­
тия так и х связей нуж но не менее трех нивелировок в районе будущего
э пицентра зем летрясений. Д ли н н ы й р яд наблю дений проводился на
А лма-Атинском геодинамичёском полигоне. Б ы л и обнаруж ены разные
скорости современных движ ений на противоположных кры льях разло­
м а (6 мм/год и 11 м м /год ). У становлены блоки земной коры, которые
и спыты ваю т в о с х о д я щ и е : диф ф ерен ц ирован н ы е движ ения. Многократ­
ные повторные нивелировки вы яви ли колебательны й характер движ е­
ний с заметной тенденцией поступательного векового движения. Значи­
тельные контрастны е верти кал ьн ы е д ви ж ен и я объясняю т не случай­
ными ош ибкам и, а н ал ож ен и ем медленных и импульсных (сейсмиче­
ских) движений.
Д л я многих районов, особенно орогенных областей, характерна
м о за и ч н ая структура поверхностных частей земной коры, густая сеть
разл ом ов, ф лексурны х перегибов, множество мелких блоков, которые
д ви ж утся с различной скоростью и часто в разн ы х направлениях.
С лож ность и неоднородность тектонической структуры, частую смену
зн ака д ви ж ени й в пространстве и во времени о тр а ж а ю т повышенные
314
Рис. 114. К ривая изменения скорости вертикальны х движ ений (Л) при землетрясении,
по П. А. Остропико, Э. М. Антоненко, П. А. Артушкевич,- й данные лабораторны х ис­
следований изменения напряжений ( Б), по К. Моги
I — ф ормирование у п р у ги х н апр яж ен и й; II — процесс с о бств ен н о ди латан си и ; III — п р еобл адани е
притока ж и д кости ; IV — восстановление норового давления; V — гл ав н ы й толчок; VI — аф те рш оки
Ниигата
1960
I--- 1---- Г“
г
-4
Поднятие
М = 7,5
1955
ь
1
ск 0
" -2
- -4
_-18
- -20
\ - -22
С вверх
Под нятие
М= 7 5
1954
Рис. 115.
960
№6
Предсейсмические движ ения поверхности при землетрясении Н иигата
(о-в Хонсю, 1964 г., М -7,5). По К. К асах ар а
Д анны е наб лю д ен и я
получены с помощ ью :
а — п р или вны х
накл он о м ер о в
датч ико в;
б — ни вел ир н ы х съемок; в —
градиенты современных верти кал ьн ы х дви ж ени й сейсмических о б л а с ­
тей. Р азм еры блоков различны. Геодезическими м етодам и в ы я вл я ю тся
блоки площ адью в 1— 2 км2 (Скопле, Ю гослави я) и д а ж е в 0,1 км 2
(Венгрия). П овы ш енные градиенты современных д виж ений, соответ­
ствующие активным р азл о м а м , ф лексурам , в ы яви л и потенциально сей­
смичные полосы контрастны х движений.
По наблю дениям в Японии, С С С Р , Венгрии, С Ш А [22, 32 и др.]
усилиями различны х исследователей на достоверных примерах, хотя и
немногочисленных, уста н а вл и в аетс я смена х а р а к т е р а верти кал ьн ы х д в и ­
жений в ходе подготовки зем летрясения, на которую об рати л в н и м а ­
ние Ю. А. М ещ еряков. У далось выявить 3— 4 (а в ряд е случаев и бо­
лее) ф азы движений, см еняю щ их друг д руга во времени (рис. 114).
Теоретически вы деляю т три типа дви ж ени й земной поверхности, у с т а ­
навливаемых геодезическими наблю дениями. М едлен ны е д ви ж е н и я а,
характерные д л я «спокойного» периода, способствующие унаследован315
ному р азви тию у ж е слож и вш и хся структурных форм. Д ви ж ени я р —
аномальны е, п роявляю щ и еся в период подготовки землетрясения, ха­
рак тер и зую щ и еся увеличением скорости до 10 раз, по сравнению с дви­
ж ени ям и типа а. Н а ч а л о |3 движ ений часто фиксируется или измене­
нием их зн ака , или затиш ьем . Ф ак т наступления фазы (3 свидетель­
ствует о н ач ал е н еобратимого процесса непосредственно перед земле­
трясением. Смена р азн ы х типов д виж ений в ходе подготовки земле­
трясений сказы ва ется на некоторых геологических процессах: степени
р азв и ти я глубоких разлом ов, интенсивности циркуляции по ним под­
земны х вод с увеличением со д ерж ан и я рад о н а и др. И ногда здесь вы­
д ел яю т две подф азы : Pj — отл и ч аю щ аяс я зам етны м возрастанием ско­
рости движ ений, и |3г — х ар а к т е р и з у ю щ а я с я неустойчивым состоянием
в виде пульсирую щей деф орм ации, п роявляю щ ейся за несколько меся­
цев перед сильным землетрясением.
Д в и ж е н и я типа у отличаются высокой интенсивностью и вызваны
самим зем летрясением (движ ение разры вного х а р а к т е р а ). Здесь вы­
д ел яю т три ф азы : у х— д ви ж ен и я непосредственно перед главным толч­
ком; у 2 — импульсные д ви ж ен и я в момент главного толчка в виде мгно­
венного смещ ения на земной поверхности; у 3 — быстрое д виж ение после
главного толчка п р одолж и тельн остью от недель до месяцев. Почти
всегда эти д ви ж е н и я противоположны по нап равлен ию и знаку дви­
ж ения. Ф аза уз у ка зы в ае т, что главны й толчок у 2 полностью не снял
н акопленных н апряж ений.
В некоторых сл у ч аях у д ается вы делить ф азу S — переходную, как
р езу л ь тат остаточного н ап р яж е н и я, оставленного землетрясением.
С окончанием ф азы б цикл зем летрясен и я зак ан чи в ается и снова н а­
ступает ф а за а , х а р а к т е р и з у ю щ а я медленные непрерывные движения
с накоплением новых нап ряж ени й . Н екоторы е авторы (П. А. Остропико, Э. М. Антоненко, П. А. Артуш кевич) отмечаю т колебательный ха­
р ак тер этой ф азы , обусловленный происходящ ими в районе наблюдений
сл аб ы м и зем летрясен иям и , которые вы званы л о кал ьн ы м и н а п р я ж е ­
ниями. Вместе с тем накопление деф ор м аци й и д виж ений продолжается,
что п о д тв ер ж д а ется р езу л ь тата м и исследований вертикальны х д ви ж е­
ний на других полигонах. П рим ером предсейсмических движений по­
верхности м ож ет явиться зем летрясен ие 1964 г. в Н и и гата [22]
(рис. 115).
Р еал ь н о с ть ф а з а , |3, у п о д тв ер ж д а ет ся лаб ор атор н ы м и исследова­
ниями д еф о рм аци и м атер и ал о в по изменению напряжений. Экспери­
м ентальн о получены кривые изменений н ап ряж ени й (см. рис. 114, Б),
качественно сходные с кривыми дви ж ени й земной коры. Р азр ы в у пред­
шествуют ан о м альн ы е д еф орм аци и и о б разован ие многих микроразры ­
вов, что об ъясняет и ход д виж ений и проявление форшоков перед круп­
ным зем летрясением [32];У становить п родолж и тельн ость ф аз движ ений р, у и б очень труд­
но и, очевидно, д ля разн ы х тектонических областей они имеют свои
особенности. По имею щимся данны м, ф а з а § начинается за несколько
л ет или десятилетий до сильного толчка (от 2— 3 до 25 лет и более).
Д л я более интенсивных -землетрясений продолж ительность этой фазы
увеличивается (первые ‘ сотни лет, например, для зем летрясения А ляс­
к и ). Ф а з а p-движений о ч е н ь 'в а ж н а д л я прогноза землетрясений. Уста­
новлено, что л огари ф м п родолж ительности (/) этой ф азы д ля более
чем 30 зем летрясений связан следующей зависимостью: ^ / ( г о д ) =
= 0,5М— 3, где М — магнитуда зем летрясения. По этой формуле мож­
но п р ед ск а зать и м агнитуду готовящ егося зем летрясения. Например,
Э16
для П ри алм аати нского района нач ал о ф азы р непосредственной под­
готовки землетрясений с М = 6,8 не п ревы ш ало трех лет. В ыделенны е
фазы движений пытаются св язать со стади ям и модели Д Д (см.
рис. 103).
П одтверж дением того что при п о д г о то в к е . сильного зем летрясен ия
изменяются свойства среды, явл яю тся установление временных в а р и а ­
ций азимутов осей сж ати я перед зем летрясением (М. А. Садовский,
И. Л. Нерсесов, С. К. Н и гм ату л л ае в, Л . А. Л аты н и н а, А. А. Л у к к ,
А. Н. Семенова, И. Г. Симбирева, В. И. Уломо'в). При изучении м е х а­
низмов очагов слабы х толчков в зоне подготовки сильного з е м л е т р я ­
сения в Средней Азии было установлено в ращ ени е осей сж ати я. Э то
позволило определять долгосрочные и краткосрочны е предвестники.
Учитывая медленность проявления тектонический д виж ений -и ф о р м и ­
рование связанны х с ними деформаций, р астяги ваю щ и хся на многие
сотни тысяч и миллионы лет, быстрые изменения н аправлений тек то­
нических н апряж ений в очаговой зоне м о ж н о-о б ъясн и ть протекаю щ им и
изменениями среды, отраж ен ны м и на моделях зем летрясений Л Н Т и
Д Д (см. рис. 103, 104).
Таким образом, установленные наблю дениями изменения скорости
медленных тектонических д виж ений во времени и деф орм ации поверх­
ности Земли при подготовке сильного зем летрясен ия о к а зы в аю тс я ге­
нетически тесно связанными.
Гидрогеохимические предвестники землетрясений. В сейсмических
областях газы глубинного генезиса, мигрирующ ие по системе трещин,
быстро реагирую т на изменение сейсмической активности. О тмечается
стабильность состава и интенсивности газового потока в условиях о т ­
носительного покоя. В периоды сейсмической активности существенно
меняется изотопный состав элементов, в том числе и г азооб р азн ы х ф л ю ­
идов, что у ка зы в ае т на их интенсивный поток из более глубоких гори­
зонтов земной коры. И н тересные м а тер и ал ы получены при наблю дении
за характером в ариаций сод ер ж ан и я рад он а в некоторых ск ва ж и н а х
термоминеральны х вод Таш кентского ар тезианского бассейна. Н е з а ­
долго до зем летрясения 1966 г. и во время следую щ их за ним афтерш оков в подземных водах об р азо в ал и сь зоны геохимических аномалий с
изменявшимся солевым газовы м и изотопным составом. Сейсмическая
активность влияет и на другие химические элементы (гелий, аргон,
кислород, азот и др.), их изотопы, а т а к ж е физические свойства п о дзем ­
ной воды. И сследование гидрогеохимических п арам етр ов получило н а ­
звание газогидрометрического метода. Он с успехом прим енялся
Д. Г. Осиком во время зем летрясения 1970 г. в Д агестан е, где помимо
вариаций радона в водах изучался химический состав газов и в а р и а ­
ции изотопов углерода, углеводородов и углекислоты. Б ы ло у с та н о в ­
лено, что изменения уровней и дебиты вод, нефти и газов в источниках
и скваж и нах н аблю даю тся д ал еко за п ределам и эпи центральной части
землетрясения, на расстоянии 100 км и более. Одно эмпирическое со­
поставление данны х по дебитам некоторых рек и минеральны х источ­
ников А ш хабадского района и энергии землетрясений, выделивш ейся
в этом районе по скользящ и м средним п яти л еткам показал о , что не
только изменения дебитов рек и источников JX(t), а и выделение э н е р ­
гии в результате зем летрясения Е ( / ) имеет периодический х ар а к тер с
полным периодом, к а к установил М. Р. М илькис, около 22— 24 лет.
Экстремумы функций Д ( 0 и Е(£) в большинстве случаев совп ад аю т
или незначительно смещены во времени. При ц ел ен ап р авл ен ном д е ­
тальном изучении в ск в а ж и н а х динамического р е ж и м а флюидов, в к л ю ­
317
чая и воду, было установлено, что геохимические показатели, отмечен­
ные выше, могут иметь важ н о е значение д ля прогнозирования прояв­
лений тектонических движ ений и н апряж енного состояния в земной
коре.
Н а зы в а ю т несколько процессов, ответственных за поступление в ат­
мосферу и гидросферу химических элементов и соединений. Их связы ­
вают с физико-химическими процессами, протекаю щ ими в зоне очагов
зем летрясения, с изменениями физического состояния горных пород.
М гновенное снятие части н агрузок с определенного об ъем а пород при
тектонических д ви ж ен и ях — зем летрясен иях и о б разов ан и е зон пони­
ж енны х давл ен ий в области сдвиговых деф ор м аци й наруш ает природ­
ное равновесие системы горные породы — летучие элементы. Снятие д а в ­
ления ведет к десорбции какого-то количества летучих, переходу их в
подвижное состояние и миграции по системе трещин. Н аиб о л ее интен­
сивно на так и е наруш ения природных систем реагирую т наименее по­
л яр н ы е молекулы газов, об ла д а ю щ и х минимумом свободной энергии, т а ­
кие, ка к Не, Аг, Н 2, N 2 и др. П ри этом р азруш ен ие минералов приводит
к вскрытию полостей в цих, заполненны х ж идкой и газовой фазами. Н а ­
рушение кр и сталли ческих решеток, в свою очередь, стимулирует выде­
ление летучих продуктов р а с п а д а элементов рядов U, Th и К, которые,
п о п а д а я в зоны дробления, т а к ж е мигрируют. Непосредственно в очагах
зем летрясений при о б разов ан и и густой сети трещ ин возникаю т ко л еб а­
ния широкого спектра (от долей герца до 10— 30 кгц и вы ш е). Энергия
колеб ательн ы х д виж ений влияет на состояние кристаллических решеток,
а т а к ж е н ар у ш а ет адсорбционные связи газов со стенками пор и микро­
трещин, переводя их из связанного состояния в свободное. В итоге о б р а­
зую щ иеся газо-, гидро-, изотопно- и радиогеохимические аномалии о т р а­
ж а ю т интегральны й эф ф ект физико-механических, физико-химических и
радиохим ических процессов в породах, испыты ваю щ их упругие и хруп­
кие деформации.
П утем экспериментов вы явл ена взаи м освязь выделения летучих
компонентов из пород при создании механической нагрузки в их р а з р у ­
шении, что имеет в аж н о е значение д ля гидрогеохимических методов
п рогноза землетрясений, вулканических извержений и горных ударов.
В л а б о р ато р н ы х и н атурных эксп ери м ен тах и зучался процесс вы деле­
ния геля, рад о н а и ртути. Считают, что д егаза ц и я пород св яза н а с про­
цессами трещ и н ооб р азов ан и я у ж е на н ачальн ы х стадиях развития.
В. Л . Б арсуковы м , Г. М. В арш олом, В. С. Серебрянным, А. И. М о­
гилевским выявлено, что наиболее информ ативны ми для прогноза з е м ­
летрясений являю тся так ие газовы е компоненты вод, как гелий, радон,
диоксид углерода, сероводород. П ри этом врем я действия предвестника,
длительность и величина ан ом али и зав и ся т от магнитуды и эпицентрального расстояния готовящегося зем летрясения. Ртуть является газо ­
о бразны м п редвестн иков с миним альны м временем проявления и э ф ­
ф ективна для оперативного прогноза. Вообщ е у ка зан н ы е предвестники
более часто п р о яв л яю тся в эп и ц ен тральн ы х зонах и полезны для к р а т ­
косрочных и оперативны х прогнозов. А н али з концентраций макро- и
м икрокомпонентов вод в период, предш ествующ ий землетрясению , по­
казы вает, что они и м е ю т'х а р а к т е р -в с п л е с к а длительностью от несколь­
ких часов до 1— 2 дней и который п ро яв л яется за 1— 10 дней до сейсми­
ческого события.
Успешно р азв и ва ю тся и сследования и по изотопным предвестни­
кам землетрясений. Здесь' используют вари ац и и изотопных отноше­
ний 3Н е /4Не; 13С / 12С в С 0 2 и С Н 4; Д / Н
и 180 / 160 в воде;
318
4He/40A r:40A r/36Ar; 234u/238jj и Др^ g зависимости от конкретных геоло­
гических условий и особенностей зем летрясений ан ом али и изотопных
отношений, ка к у к а зы в аю т В. Л. Б ар с у к о в и другие, пр оявл яю тся в
форме импульсов или имеют на г р аф и к а х вид б ухтообразны х кривых.
Сейсмическое районирование и прогноз землетрясений. П ри изуче­
нии импульсных тектонических движ ений и решении з а д а ч прогноза зем ­
летрясений используют термины «сейсмотектоника» и «сейсмогеология»,
часто подменяя одно другим. П од сейсмотектоникой обычно понимаю т
раздел геотектоники, изучаю щ ей связь зем летрясений с тектоникой, т е к ­
тонические условия их возникновения. П од термином сейсмогеология
подразумевают изучение геологических условий проявления зем л е тр я с е ­
ний, их влияние на рельеф и на дин ам ику различны х экзогенны х про­
цессов (сели, обвалы, оползни и д р .). Т аким образом, в круг проблем,
изучающихся сейсмогеологией, входят ка к вопросы сейсмотектоники, т а к
и вопросы изучения сейсмически обусловленны х форм рел ьеф а, ф и зи ко­
геологических процессов, которые были выделены к а к сп ец и альн ая
ветвь сейсмогеологии — сейсмогеоморфология [44]. Н акон ец , в сейсмо­
геологии выделяется ветвь — палеосейсмогеология с з а д а ч а м и изучения
следов землетрясений, про явл явш и хся в д ал ек о м геологическом прош ­
лом и в ы раж енны х в сейсмодислокациях, тек стур ах и литологии толщ
горных пород, подвергшихся воздействию импульсных движений.
Сейсмогеологический ан ал и з п ред у см атри в ает ком плекс м етодиче­
ских приемов, позволяю щ ий д ать прогноз зем летрясений и их посл ед ­
ствий путем проведения сейсмотектонического районирования и сейсмогеоморфологических исследований с привлечением д ан ны х сейсмологии.
В задачи такого ан ал и за входит: вы явление связей сл аб ы х и сильных
землетрясений с глубинным строением земной коры, с неотектоникой, с
отдельными структурными формами; выделение сейсмоструктур, сейсмо­
тектоническое районирование с использованием данны х неотектоники;
понимание механизм а очага зем летрясен ия по д анны м физики и геоло­
гии землетрясений. Ц ель ан ал и за: прогноз места и интенсивности з е м ­
летрясения, прогноз его воздействия на поверхность; по возможности,
прогноз времени, когда произойдет толчок; вы явление направленности
развития структурных форм, изменений нап ряж енн о го состояния з е м ­
ной коры, установление упругой сейсмической энергии в виде быстрых
импульсных движений; прогноз р азви тия сейсмогенерирую щих с тр у к ­
турных форм разны х рангов; изучение тектонических процессов, проис­
ходящих в очаге зем летрясения, тектонофизичесрих условий их п р о я в ­
ления. Это достигается изучением истории р азви тия тектонических
структур, анализом д ан ны х по физике зем летрясений, постановкой э к с ­
периментов с привлечением подходящ их аналогий.
Следует р ассм атри в ать и последствия зем летрясений, их влияние
на рельеф земной поверхности, возмож ное усиление экзогенных процес­
сов (сейсмогеоморфология), о б разов ан и е разного типа остаточны х д е ­
формаций, таких ка к сейсмодислокации и т. д. О б ъ ек там и изучения при
этом являю тся структурные формы разн ы х рангов ка к древнего, т а к и
новейшего зал ож ен и я, а т а к ж е разр ы вны е ф ормы тектоники р азн ы х п о ­
рядков и типов с выявлением «живых» деф орм аций. Все объекты и зу ­
чения сейсмотектоники и сейсмогеоморфологии соп оставляю тся с п а р а ­
метрами землетрясений, выявленны ми методами сейсмологии. В сейсми­
ческих зонах объектом наблю дения и изучения яв л яю тс я т а к ж е упругие
свойства разны х типов горных пород, распределение физико-геологических процессов (потенциально сейсмоопасны х), многолетней мерзлоты
и гидрогеологические условия.
319
Все перечисленные объекты и получаемы е данные сопоставляются
с геофизическими полями (гравитационны ми, магнитными и пр.). После
комплексного а н а л и за всех м атери ал ов д ается заклю чение о динамике
ф ор м и р ован ия и разв и ти я сейсмогенерирующих структурны х форм, уста­
н авливается механизм д еф орм аци й (разны х ран гов), строится геологи­
ческая модель возмож ны х очаговых зон, проводится сейсмотектониче­
ское районирование. Все это явл яется базой д ля общего сейсмического
районирования, а в р яд е случаев д ля детального и сейсмического микро­
районирования.
Т аким образом видна тесная связь сейсмогеологии с сейсмологией;
п ереплетаю тся и з а д а ч и этих исследований, хотя методы изучения и вы ­
р аж ен и я резул ьтатов у них разные. В последние годы в области сейсмо­
геологии появились интересные идеи, вы сказанн ы е Н. А. Флоренсовым,
В. П. Солоненко, В. С. Хромовским и др. Р а з р а б а т ы в а ю т с я новые ко­
личественные хар актери сти ки тектонических движений, позволяющие
выявить количественные связи м е ж д у сейсмическими и геологическими
явлениями, д ел ает ся попы тка системного ан а л и за сейсмических и сей­
смотектонических явлений [44, 50]. Все ск азан н ое об изучении импульс­
ных дви ж ени й имеет прямое отношение к труднейш ей зад ач е — прогно­
зу зем летрясений. П р е д с к аза н и е и п редотвращ ение последствий зем ле­
трясений по всеобщ ему признанию яв л яе тся в аж н ы м научным направ­
лением и крупной научно-технической проблемой современности.
Исторически ск л а д ы в а л о с ь так, что особо остро п роблем а предска­
заний зем летрясен ий ста ви л ас ь после ка ж д о го катастрофического зем­
летрясения. Так, например, после катастрофического землетрясения в
г. А лм а-А та (г. Верный) 3.01.1911 г. известный сейсмолог Б. Б. Голи­
цин сф ор м ули ров ал р яд научны х проблем по выявлению предвестников
зем летрясений, а после зем летр ясен ия 5.11.1948 г. в предгорьях КопетД а г а , р азруш ивш его г. А ш хаб ад , пробл ем а прогноза землетрясений и
поисков их предвестников с т а л а одной из центральны х в советской сей­
смологии и сейсмотектонике. С 1949 г. эта проблема разр а б а т ы в ал а сь
большим коллективом исследователей под руководством Г. А. Гам бур­
цева. В Гарм ском районе Т а д ж С С Р в это время был зал о ж е н геофизи­
ческий полигон, на котором впоследствии были сделан ы основные от­
кры тия в области предвестников землетрясений.
П роведен н ы е в то время исследования способствовали уточнению
наш их знаний о природе землетрясений, р ад и кал ь н ом у улучшению ме­
тодики геофизических, особенно сейсмологических наблюдений, р азв и ­
тию эксп ери м ен тал ьн ы х тектонофизических работ. Именно они позво­
лили тогда впервы е сф о рм ули р овать две стороны прогноза зем летрясе­
ний: п р ед ск а зы в ан и е места и силы во зм ож н ы х зем летрясений и прогноз
времени их возникновения. При этом долгосрочный прогноз зем летря­
сений п ер в о н а ч а л ь н о ’ р ас с м а тр и в а л с я Г. А. Гамбурцевы м ка к основная
з а д а ч а сейсмического р ай он ир ован и я и д олж ен был состоять в предска­
зании интенсивности и . спектра м акси м ал ьн ы х сотрясений в функции
места по крайней мере на б л и ж а й ш и е 100— 200 лет.
Тогда ж е был п о став л ен 'в о п ро с о краткосрочном прогнозе, который
д о л ж ен был основы ваться на получении главны м о бразом изменений
физических х ар а ктер и сти к земной коры. П ри этом ож и дались измене­
ния скоростей сейсмических’ волн в зоне оч ага будущего землетрясения,
усиления сейсмической активности, появление д еф орм аци й на земной
поверхности, изменения н ап р яж ен и й в поверхностных слоях земной ко­
ры и пр. З а ру беж ом в то время имелись лиш ь разрозненные исследо­
вания. В итоге группой Г. А. Г ам б урц ев а бы ла р а з р а б о т а н а четкая про­
320
г рам м а дальнейш их исследований, в которой прогноз зем летрясений (в
том числе и сейсмического рай он ирован и я) п ред по л агал о сь р а с с м а тр и ­
вать ка к комплексную физико-геологическую зад ачу, реш аем ую на ос­
нове изучения глубинных процессов.
В течение многих лет к азал о сь невозм ож ны м добиться предвидения
землетрясений — п р ед сказать место, время, силу то л чк а и воздействие
на земную поверхность. О д н ако в последние' годы разви тие инструмен­
тальной базы сейсмологии, накопление наблю дений, опыт успешного
применения Э В М позволили разн ы м группам ученых взгл ян у ть более
оптимистически на возмож ность реш ения • этой слож нейш ей задачи.
После Таш кентского зем летрясения (26.04.1966 г.) раб оты по прогнозу
были усилены, и эта п роблем а с та л а ведущ ей $ советской сейсмологии.
В то ж е время С. А. Федотовым бы ла п о к а за н а возм о ж н о сть долгосроч­
ного прогноза зем летрясений на основе а н а л и за сейсмичности КурилоКамчатского региона. Б ы ло об наруж ен о, что сильнейшие зем летр ясен ия
мигрируют по зоне островной дуги с периодом в ~ 100 лет и новые си л ь ­
ные землетрясения возникаю т там, где они долго не возникали.
Первы м этапом прогноза зем летрясен ия яв л яе тся общ ее сейсмиче­
ское районирование (О С Р ) с составлением обзорной м елк ом асш таб н ой
карты. Оно пред назначается д ля использования при план ирован и и р а з ­
вития народного хозяйства страны и отдельны х республик. По дан ны м
О С Р в ы р абаты в аю т мероприятия по ликвид ац и и последствий в о з м о ж ­
ных землетрясений. О С Р позволяет вы яви ть сейсмически опасны е места
и прогнозировать предельную величину возм о ж н ы х сотрясений и их
среднюю повторяемость. О ценка сейсмического воздействия по д анны м
ОСР допустима лишь д ля объектов низшей категории и я в л яе тся осно­
вой для более д етальн ы х исследований. К а р т а О С Р — это нормативный
документ, позволяю щий рац и ональн о вести строительство в сейсмиче­
ских районах с целью снижения м а тери альн ого у щ е р б а в случае з е м ­
летрясений.
В 1978 г. закончена огромная ко л л ек ти в н ая раб о та по составлению
нормативной карты сейсмического рай он ирован и я территории С С С Р в
м асш табе 1 : 5 ООО ООО [67]. О на отличается уточнением с о д ер ж ан и я сей­
смической ш к ал ы и основных парам етр ов сильных зем летрясений, п о­
казом зон возможного возникновения очагов р азруш и тел ьн ы х з е м л е т р я ­
сений по геологическим и геофизическим данны м, а т а к ж е интенсивно­
сти и повторяемости о ж и д аем ы х землетрясений. О д н ако вновь в о зн и к а ­
ющие катастрофические зем летрясения все время вы н у ж д аю т вносить
в карту новые исправления. Это проистекает из-за недостаточного учета
геологических данных. При создании карты О С Р следует учиты вать не
только данные сейсмостатистики и по физике зем летрясений, но и то,
что Г. А. Гамбурцев н азв ал «геологическими кри тери ям и сейсмично­
с т и » — данные сейсмогеологии, которые, конечно, принимаю тся во вни­
мание, но, очевидно, в недостаточной степени. Н еобходимо: 1) больш е
учитывать конкретную геологическую и геофизическую обстановку, в
качестве основной хар актери сти ки которой мы понимаем геоструктурдую область, характери зую щ ую ся своим реж им ом эндогенных процес­
сов; 2) обосновывать свои выводы с учетом результатов и сторико-геоло­
гического ан ал и за; 3) вы д елять сейсмические районы не по гео гр а ф и ­
ческому положению, а п ри в язы в ая их границы к крупным геоструктурным областям; 4) учиты вать при д етальн ом районировании экзогенные
геологические процессы, их особенности, интенсивность, распространение
тл направление развития (обвалы, оползни, зем лян ы е лавины , сели,
м ер злота); 5) исходить из понимания зем летрясений к а к слож ного при2,1 Зак. 309
321
14
10
15
20
22
Рис. 116. О бщ ая схема прогноз­
ных наблюдений. По М. А. Са­
довскому и И. Л . Нерсесову
1 — пространственный режим (коорди­
наты х, у , глубина Я , время t, энер­
гия
Е);
2 — отнош ение
скоростей
vp{vs
и
ам плитуд
объемных волн
A s l A p ; 3 — механизм очага (направле­
12
17
ние векторов п и Ь) предварительных
землетрясений в зон е подготовки силь­
ного землетрясения; 4 — снятое напря­
ж ение в очаге; 5 — частотный анализ
сейсмических
импульсов; 6 — прозву18
чивание (сейсм ическое просвечивание);
7 — акустика (звуковой сигнал из эпи*
центральной зоны ); 8 — геодезия, ниве­
лирование, триангуляция; 9 — наклон
земной поверхности; 10 — деформация;
1 1 — д еби т
скважин
и
источников;
12 — пластовое давление; 13 — теллурические токи; 14 — зондирование на переменном и постоян­
ном токе; /5 — магнитные вариации; 16 — диф ф еренциальны е магнитные наблюдения; 17 — элек­
тропроводность воды источников; 18 —.атм осф ерное электричество; 19 — сорбированные газы в поро­
дах: радон , гелий, СО 2, ртуть; 20 — химический состав вод и газов источников и скважин; 2 1 - тепловой поток в скваж инах; 22 — температурны й реж им источников. Круж ок, треугольник и квад­
р а т и к — долгосрочны е, краткосрочные и оперативные предвестники
16
родного геологического явления, тесно связанного с другими явлениями; 6) приним ать во внимание интенсивность и направленность новей­
ших и современных тектонических движений, нередко играю щих роль
в создании полей нап ряж ени й , и др.
Д л я изучения сейсмогенерирую щ их структур и сейсмических собы­
тий, которые могут, п ред став л ять опасность д ля проектируемых боль­
ших строительных объектов, производится детал ьн о е сейсмическое райо­
нирован и е ( Д С Р ) с составлением карт, м асш таб которых ( 1 : 1 000 000—
1 : 2 0 0 000) опред ел яется категорией строительного объекта. Д С Р дает
оценку вероятности п оявлен ия на изучаемой территории сотрясений р а з ­
личной интенсивности, оценку п ар ам етро в сейсмических колебаний, из­
л у чаем ы х местными очагам и, прогноз возмож ной активизации разл и ч ­
ных физико-геологических- явлений. Н а основании полученных данных
рекомендуются пассивные мероприятия — уход от опасности, т. е. выбор
322
участков с минимальной вероятностью возникновения зем летрясений и
других видов геологической опасности.
Д л я обоснования строительства на территории городов проводится
крупномасштабное (м а с ш т а б а 1 :2 5 ООО и крупнее) сейсмическое м и кро­
районирование (М С Р ). П ри этом оц енивается реакц ия среды на сейсми­
ческое воздействие, в частности, влияни е р ельеф а, тип грунтов, поло­
жение грунтовых вод, возмож ность о б р азо в ан и я остаточных д е ф о р м а ­
ций, развитие оползней, о бвалов и т. д.' В ы я в л я ет ся изменчивость п ере­
численных п арам етров в пространстве. В итоге- рекомендую тся п ассив­
ные мероприятия, сводящ иеся к выбору участков с ми н им альн ы м п р и р а ­
щением сейсмического э ф ф е к т а (водонасы щ ённы е грунты увеличиваю т
сотрясаемость на 1— 3 б а л л а ) и миним альной возм ож н остью усиления
физико-геологических явлений.
В н астоящ ее время насчиты ваю т более 200 предвестников з е м л е ­
трясений. П ока это понятие используется очень широко и произвольно.
Их д ел ят на «перспективные» и « обнадеж и ваю щ и е», «краткосрочного»
и «длительного» действия. Н а у ч н а я кл асси ф и кац и я их пока отсутствует.
Предвестники сильных зем летрясений ( М ^ 5 ) классиф ицирую тся
как долгосрочные (годы, д еся т и л е ти я ), краткосроч н ы е (месяцы, недели)
и оперативные (сутки, ч асы ). П рим ером современного ком плексного н а ­
блюдения с учетом предвестников сильных зем летрясений м ож ет с л у ­
жить схема (рис. 116), составлен ная М. А. С ад о вски м и Н. Л . Н е рсес о­
вым. Д л я определения места возникновения зем летрясен ия, времени и
ожидаемой силы требуется широкий комплекс исследований, который
проводился на Г армском геодинамическом полигоне. Помимо этого н е­
обходим прогноз сейсмического воздействия на поверхность Земли.
В какой-то степени, к а к у к а зы в а ю т М. А. С адовский и И. Л . Нерсесов,
Д С Р и М С Р являю тся общей частью прогнозной п роблем ы с тем су щ е­
ственным различием, что прогноз времени, места и силы я в л я е т с я «ди­
намическим» прогнозом, а районирование — «статическим». В п ерсп ек­
тиве п редотвращ ение зем летрясений инж енерным и м етодам и мож но
рассматривать к а к итоговое н ап р авл ен ие прогноза. Этой п роблем е п о­
священы работы Д . Э ванса, Д . К ар д ер а, И. Г. Киссина, Н. И. Н и к о л а е ­
ва и др.
Г л а в а
VII
ИТОГИ И ЗУ ЧЕН ИЯ НОВЕЙШ ИХ Д В И Ж ЕН И И ,
Т Е К Т О Н И Ч Е С К И Х С Т РУ К Т У Р
И ГЕОДИНАМ ИКИ ЛИТОСФЕРЫ
Г Л А В Н Е Й Ш И Е Г Л О Б А Л Ь Н Ы Е С ТРУ КТУРЫ ЗЕ М Л И
Гипсометрическая кривая и структуры Земли. В современном релье­
фе земного ш а р а четко вы д ел яю тся два гипсометрических уровня. Им
соответствуют материки и океаны. Н а континенты и тесно связанные с
ними ш ельф ы п ад ает 39,3 % поверхности Земли, моря и океаны занима­
ют 60,7 %. А н али з гипсографической кривой позволяет выделить в пре­
д е л а х высот от — 200 до + 1 0 0 0 м континентальный уровень, охватыва­
ющий п л о щ ад ь в 156,7 млн. км 2, что со ставляет 30,6 % поверхности
Земли. О кеаническому гипсометрическому уровню соответствуют глуби­
ны в интер вал е от — 3000 до — 6000 м площ ад ью в 309,9 млн. км2, что
со став л яет 58,8 % поверхности земного ш ара.
О б а уровня р азд ел я ю т уч астки Земли, принципиально отличающие­
ся по внутреннему строению, физическим свойствам и вещественному
составу сл агаю щ и х горных пород. П ервом у уровню соответствует пре­
об л а д а ю щ и й континентальны й тип коры; второму — океанический.
Если р а с см а т р и в ат ь континенты и океаны ка к наиболее крупные текто­
нические структурны е формы первого порядка, которые сформирова­
лись в резу л ь тате длительного историко-геологического развития, гра­
ница м е ж д у ними не будет совп ад ать с физико-географической, а ока­
ж ется значительно н иж е современной береговой линии, располагаясь,
приблизительно на и зобатах 2200— 2500 м близко к подножию матери­
кового склона. П ереход происходит местами резко, местами постепен­
но, через п ромеж уточны е типы строения с преобладанием субконтинентал ь н ы х и субокеанических типов земной коры. Р ассмотрение рельефа
поверхности З ем л и (обычно не о т р а ж а е т с я на гипсографических кри­
вых) п озволяет выделить м еж д у континентами и океанам и переходную'
зону, в р азн ы х частях морфологически представленную по-разному.
И н огда это у з к а я полоса м атерикового оке ан а и его подножия, в других
сл уч аях — окраин н ы е моря, соп ряж ен ны е со слож но построенными, раз­
ными по типам островными д угам и и глубоководными ж елобам и, обра­
зую щ ие широкие полосы. П ереходны е зоны получили разны е названия:
частичны е «островодуж ны е системы» (Л . П. Зоненш айн) или общие
«транзитами» (Л. И. К расны й [2 7 ]). По мнению многих исследователей,
эти зоны совп ад аю т с поясами современных геосинклиналей. Все эле­
менты глобальной структуры З е м л и — континенты, океаны, переходные
зоны — р азл и чаю тся особенностями истории геологического развития,
строения земной коры, мантии и х арактер н ы м и чертами в проявлении
м етам о р ф и зм а и м а гм ати з м а (рис. 117, см. в к л а д к у ).
К о н т и н е н т ы (от латинского c o n t i n e n t s — устойчивый, крепкий)
рас см а три в аю т ка к крупные гетерогенные геологические тела, сформи­
ровавш иеся в течение длительной эволюции, по представлениям
А. П. В иноградова, в р езу л ь тате зонного п лавлени я и процесса д егаза­
ции и д иф ф ерен ц иаци и вещ ества мантии. Химический состав вещества
324
под континентом отличается от такового под океан ам и до глубин 300—
400 км. Континенты объединяю т мозаику разн ы х по р а зм е р а м глыб
и блоков гранитно-метаморфического состава и разн о о б р азн ы е слож н опостроенные ск л адч аты е системы. С ох ран яя всегда высокое положение,,
материки испытывали существенные изменения в рельефе под в л и я ­
нием тектонических процессов, денудации и осадконакопления. С у м м а р ­
ный объем ежегодно сносимого м а т ер и ал а составл яет 13,6 к м 3. Если бы
суша не п одвергалась действию тектонических процессов и не о м о л а ­
живалась, то объем всего м а тер и ал а, р асп ол агаю щ его ся выш е уровня
моря и составляю щ ий 130,10® к м 3, был бы снивел-ирован процессами
денудации за 10 млн. лет. Если ж е п редстави ть себе, что в пред ел ах всех
современных гор одновременно действую т процессы эрозии и ком пенси­
рующие их изостатические поднятия, то весь объ^м самих гор и их ко р ­
ней, который по приблизительным подсчетам, х о с т а в л я е т 380 млн. к м 3,
должен был быть исчезнуть в течение 33 млн: лет, т. е. за период в р е ­
мени, почти равный продолж ительности неотектонического этапа.
Существующий в н астоящ ее в рем я рельеф континентов, состоящий
из расчлененных горных стран, плато, равнинных областей, впадин, у к а ­
зывает на большую роль повсюду диф ф ерен ц ирован н о п р ояв л яю щ и хся
с различной интенсивностью тектонических процессов. П а р а л л е л ь н о д е й ­
ствующие денудационны е процессы нивелирую т рельеф: зап ол н яю т в п а ­
дины, возникаю щие вследствие тектонических прогибаний, обломочным
материалом, непрерывно п они ж аю т растущ ие поднятия. М ас ш таб д е й ­
ствия этих процессов во времени м ож ет оп ред еляться многими ки л о м ет­
рами, что нельзя не учиты вать в неотектоническом анализе.
Непосредственно к континентам прим ы каю т шельфы. Они со став­
ляют 8 % общей площ ади океанов, или 18— 20 % п лощ ад и всей суши,,
что примерно равно площ ади Европы и Ю ж ной Америки вместе взяты х.
По другим оценкам эта п лощ ад ь п ри б л и ж ается к 25 % п лощ ад и всех
материков. Обычно ш ельфы имеют строение, близкое к строению при­
легающей суши и рассм атриваю тся ка к п р одол ж ени е структурны х э л е ­
ментов, выделяю щ ихся в пр ед ел ах континентов. Геологическое строение,
их тектоническое развитие, плейстоценовая история, в которой больш ое
значение имели эвстатические колебания океанического уровня, совре­
менный рельеф и осадки ш ельфов о т р а ж а ю т влияние процессов, про­
исходящих ка к на суше, так и в океане. Ш ел ьф определяется к а к д и н а ­
мическая система, которая контролируется притоком осадков через б е­
реговую зону и притоком энергии через водную тол щ у ко дну.
Н а современном этапе в пред ел ах океанов, по А. П. Лисицыну,,
происходит лавинное накопление осадков на трех уровнях. Одним из
них являю тся дельты, аккум ули рую щ и е 50— 70 % вещ ества, сносимогос суши. Л ав и н н ая седиментация, х ар а к те р и зу ю щ а я с я большими ско­
ростями осадконакопления, с большими мощ ностями отлож ений р а с ­
сматривается ка к причина изостатического прогибания земной коры
под тяж естью осадков и накопления крупных осадочны х тел, п р и в о д я­
щих к возникновению автономных осадочных бассейнов. П о оп р ед ел е­
нию Н. Б. Вассоевича, эти са м о разв и ваю щ и еся целостные системы х а ­
рактеризуются взаи м освязью всех элементов, п р еж д е всего пород и н а ­
сыщающих вод, и явл яю тся родиной нефти и основной массы у г л ев о д о ­
родных газов. Свойство, типичное д ля лавинной седиментации, — р а з ­
рывность в пространстве и во времени. С едим ен тац ия на л о кал ь н ы х
участках конечного водоема стока у к а з ы в а е т на проявление ком пенса­
ционных изостатических движений, в то в рем я к а к в других частях м е ж ­
ду ними происходит накопление осадков с преоб ладаю щ и м и средними
325.
и м алы м и скоростями. Вместе с тем известно, что положение всех круп­
ных д ел ьт п редопределяется главны м образом собственно тектонически­
ми дви ж ени ям и, и л ави нн о е осадконакопление яв л яется следствием их
проявлений, в той или иной мере компенсирую щих эти прогибания. Изостатически е д в и ж е н и я играю т второстепенную роль. Н еверно понимае­
мые А. П. Л исицы ны м экзодинам ические д ви ж ен и я приводят к ошибоч­
ному толкован и ю процессов геодинамики областей лавинного осадконакопления на всех трех вы д ел я ем ы х им уровнях (шельф, континенталь­
ный склон, глубоководные ж е л о б а на о к р а и н ах кон ти нентов).
О к е а н ы (от греческого o keanos — беспредельное море) — второй
крупнейший глобального м а сш та б а структурный элемент Земли. Внеш­
ними гран и цам и океанов яв л яю тс я или подножия склонов, или глубо­
ководны е ж е ло б а. Особенности геофизического строения океанической
коры о тр а ж а ю т , по А. П. В иноградову, отличие в их происхождении от
коры континентального типа. Т о н к ая океан ическая кора, близость бо­
лее мощного слоя астеносферы , меньшие д ав л ен и е и тем пература в ос­
новании коры обусл овли ваю т развитие специфических структурных
форм. Океаническое дно во многих м естах имеет нередко сложный ре­
льеф. В целом оно п р ед став л яе т собой области грандиозны х базал ьто­
вых излияний. У становлена почти постоянная сопряж енность положи­
тельн ы х и отри цательны х м орфоструктурны х элементов — «антиморфность»: глыбовые и сводовы е поднятия об р ам л яю тс я на периферии ж е ­
лобам и , трогам и, впадинами. С уществует мнение, вы сказанное П. Н. К ро­
поткиным, что океаны — гл о бал ьн ы е структуры растяж ен и я; континен­
ты — глобальн ы е структуры сж ати я. В п р ед ел ах океанов из экзоген­
ных процессов п р ео б л а д а ет аккум ул яц и я. Во внутренних пространствах
океанических впадин осадконакоп лени е протекает чрезвычайно медлен­
но. Скорость пелагического осадконакопления, по Г. У. М енарду, опре­
д е л я е т с я от 1 до 10 мм в 1 тыс. лет. В эту область, к а к указывает
А. П. Лисицы н, проникает всего 7— 8 % осадков, вносимых с суши. П ро­
цессы денудации в океанических в п ади н ах в целом протекаю т значи­
тельно слабее, чем ак кум ул яц и я. О д н ако на отдельных у ч астк ах интен­
сивно п ро яв л яется л ин ейн ая эрозия суспензионных (мутьевых) пото­
ков, р азв и ва ю тся подводные оползни, разви тию которых способствуют
зем летр ясен ия. Г л авны м и ж е ф ак тор ам и рел ьеф о об разо ван и я в преде­
л а х океанического д н а я в л яю т с я тектонические и вулканические про­
цессы. З а счет их пр оявл ен ия могут быть объяснены все неровности ре­
л ь е ф а и в ы д ел яю щ и еся морфоструктурны е (морфотектонические) про­
винции океанического дна.
Е сли континент к а к структурны й термин понимается более или ме­
нее однозначно, то термин «океан» часто понимают по-разному. По су­
ществу, оба терм ин а физико-географические. Р азд ел ен и е земной по­
верхности на «континентальный» и «океанический» секторы, ка к это
д ел аю т К. В. Боголепов й Б. М. Чиков, не реш ает вопроса, так к а к преи­
мущ ественно в океаническом секторе в ы деляется зона перехода от кон­
тинентов к океан ам , структурно за н и м а ю щ а я промеж уточное положение.
Н у ж н ы новые термины. Б ы л о п р ед лож ен о термин «континент» сохра­
нить только в геоструктур'ном значении, п р и д ав ая термину «материк»
физико-географ ический смысл. О д н ако термины «океанический сектор»
и «океан» не соответствуют геоструктурному смыслу, который в них
обы чно вк л ад ы в а ется . Д л я геоструктурного понятия «океан» Е. Н. Был и н с ки м был п редлож ен новый термин «ортокеан», где частица «орт»,
с греческого о зн ач ает «прямой», что мож но было бы прочесть ка к «соб­
ствен н о океан», который имеет земную кору океанического типа. Но,
326
например Д . Г. П анов считает, что так и е термины, к а к «п ереходная» и
«океаническая» геоструктуры или «переходная зона», «океаническая
впадина», использующиеся И. П. Г ерасимовы м и Ю. А. М ещ ер як о вы м ,—
привычны и не требуют замены. Термины «континент» и «океан», по
мнению JT. И. Красного, вполне приемлемы.
Из сказанного видно, что особенно сложна! и неоднозначна те р м и ­
нология, относящ аяся к геоструктурным элем ен там океанического дна.
Итак, в геоструктурном смысле к океан ам о тн о сят-л и ш ь цен трал ьну ю
область дна, которую обычно н азы ваю т «океаническим лож ем », по­
скольку под ним отсутствует гранитно-метаморфический слой, которы й
образует фундамент континентов.
В н астоящ ее время твердо установлены р азл и чи я в тектоническом
строении дна океанов. Очевидно, условия их о б р азо в ан и я были р а з л и ч ­
ными. И спользуя структурно-морфологический принцип рай он ирован и я,
среди океанического д н а (ортокеанов) вы д ел яю т р я д геоструктурных
элементов. Однако понимание их и терм инология очень неупорядоченьк
П е р е х о д н ы е з о н ы р ас см атри в аю тся к а к области сочленения
крупнейших геоструктурных элементов Земли, континентов и океанов.
Это область взаимопроникновения континентальны х и океанических т и ­
пов земной коры, п р ед став л яю щ ая слож н ую подвиж ную зону. И з м н о­
гочисленных терминов, предлож ен ны х д ля нее, н аиболее общим я в л я е т ­
ся «транзиталь» [27]. З он ам перехода соответствуют кон ти нентальн ы е
окраины, иногда имеющие очень слож ную структуру. Они зан и м аю т
15 % всей площ ади нашей планеты, что соответствует 50 % п л о щ ад и
всех материков, или около 21 % пространства всех акваторий. В п ред е­
лах переходных зон острова и полуострова п ер ем еж аю тся с обш ирны ми
акваториями. Р яд ом с высокими хр еб там и р ас п о л ага ю тся очень гл у ­
бокие ж елоба. Это область м акси м альн ого вертикального расчленения
земной поверхности. В переходных зон ах происходит м а к с и м а л ь н а я а к ­
кумуляция осадочного м а т е р и а л а (20— 30 % вещ ества, сносимого с су­
ши в виде лавинного осадконакопления, по А. П. Л и си ц ы н у ). З д ес ь же.
происходят слож ны е геолого-геофизические, геоморфологические и гео­
химические процессы п реоб р азован ия континентальной коры в о к е ан и ­
ческую, о траж аю щ и еся в структуре и в рел ьеф е континентальны х
окраин.
Переходные зоны имеют огромное значение в уточнении истории
континентов и реальной оценке бытующих теоретических представлений
в геотектонике. В последнее врем я зн ан ие особенностей и зак о н о м ер ­
ностей развития отдельных элементов континентальны х окраин п риоб­
рело и практическое значение. Н еобходимо отметить значительно у в е л и ­
чивающуюся добы чу нефти и газов. П оисковое бурение вы ш ло за п р е­
делы шельфа, охваты вает континентальный склон и р еальны м ста н о­
вится освоение и континентального поднож ия до глубин п оряд ка 3 км.
Переходные зоны — т р ан зи тал ь п ред став л яю т третий тип главнейш их
глобальных структур Земли, х арактери сти ка которых д аетс я ниже.
Типы геоструктур и элементы их внутреннего строения. Д л я изу че­
ния геологического строения в ы деляю щ и хся структурны х элементов в
пределах континентального и океанического секторов прим енялись ко р ­
реляционно-стратиграфический метод и многом ерная корр еля ц и я м е ж ­
ду рельефом, направленностью и интенсивностью тектонических д в и ­
жений, аномалиям и гравитационного поля, толщиной коры и другими
показателями. Эти методы использовали Р. М. Д ем е н и ц к ая , В. А. М а г ­
ницкий, А. П. Тарков, Н. А. Беляевский, И. И. А брамович, И. Г. Клушин, В. Г. Козленко, В. И. Старостенко, С. И. Субботин, Г. В улард ,
327
А. В. Л ад ы ни н , Н. П. Л оп ати н и многие
другие. С ледует отметить, что для геоло­
гической интерпретации очень часто при­
менялись карты поля силы тяж ести в ре­
дукции Буге, которая исключает нор­
мальное п ритяж ение эллипсоида, а т а к ­
ж е учиты вает влияние промежуточного
слоя, заключенного м еж д у точкой н а ­
блю дения и поверхностью геоида. По
к а р т а м реш аю тся многие задачи, в том
числе оценка мощности земной коры и
степень ее изостатической уравновеш ен­
ности, устанавли ваю тся плотностные не­
однородности в верхней мантии. Связь
м е ж д у ан ом али ям и поля силы тяжести,
высотой дневного рельефа, мощностью и
плотностью коры, отклонение в толщине
коры от средних значений могут служить
п о каза тел ям и состояния того или иного
геоструктурного элемента.
Н али ч и е континентов не отраж ается
Р ис. 118. Осредненный граф ик з а ­
висимости аномалий Буге от мощ ­
на форме геоида, что свидетельствует об
ности земной коры (Я ). По А. П.
очень точной компенсации масс и уравно­
Таркову
вешенности литосферы на континентах и
7 — акватории глубоководны х океани­
ч еск и х впадин; I I — внутренние и ок ­
океанах. О бш ирный новый материал
раинные моря с субокеанической и су б п о дтв ерж дает значительно меньшие, чем
•континентальной корой; I II — древние
платформы с корой нормальной м ощ ­
это пред ставл ял ось ранее, устойчивые
ности;
/ К — области
палеозойской
•складчатости;
V — зоны
альпийской
связи м еж д у ан ом али ям и силы тяжести
•складчатости; VI — области неотектои глубиной до поверхности М, а т ак ж е
иичесхой активизации;
VII — древние
стабильны е массивы и щиты с корой
мощностью коры. Н аименее тесные св я­
увеличенной мощности; VIII — орогены
с аномально тонкой корой
зи вы явлены д ля обширных территорий
п латф орм и низкогорных орогенных о б ­
ласт ей . Вместе с тем сущ ествование о бщ еп лан етарной количественной
(полуколичественной) зависимости м е ж д у ан ом али ям и Буге и глуби­
ной до поверхности М не вы зы вает сомнений [4]. В обобщенном виде
она п р ед ставл ен а на осредненном гр аф и ке для различны х структурных
элем ентов новейшего э тап а р азви тия (рис. 118). Группы точек х а р а к те ­
ризую т эталонн ы е районы. И зм енение наклона кривой о т р а ж а е т особен­
ности тектоносферы и распределени я в ней плотности. В интервале
значений от — 6 - 10—4 до + 2 - 1 0 -4 м/с2 осредненная кри в ая описывается
отрезком прямой линии с угловы м коэффициентом 5 -10-5 м/с2. В струк­
туре земной коры р ас см а три в ае м ом у интервалу значений аномалий Буге
соответствуют древний консолидированные платформы , щиты и с к л а д ­
чатые сооруж ения падебзойского орогенного цикла. Отрезки осредненной кривой, соответствующ ие областям альпийской складчатости, неотектонической активи зац ии и- ак ватори я м эпиконтинентальных морей,
наклоненны х к оси абсцисс, иод больш ими углами, подчеркиваю т боль­
шую зависимость ан ом али й Буге от мощности и строения земной коры
в этих р ай о н ах п о .с р а в н е н и ю с консолидированными материковы ­
ми п л а тф о р м а м и и ск ладч аты м и сооруж ениями домезозойского воз­
р аста.
В левой части гр аф и к а (см. рис. 118) вы деляю тся две сам остоя­
тел ьн ы е кривые (V, V I ) . .По-видимому, здесь существует максимальное
разуп лотн ен ие вещ ества тектоносферы. От окраинных и внутренних мо328
рей ( //) к океаническим областям гл у б ж е 4 км крутизна осредненной
кривой увеличивается. Группа точек ( VI I ) отвечает древним ста б и л ь ным массивам, выступам с тяж ел ы м и «эклогито-базальтовы м и к о р н я ­
ми» (район оз. Верхнее в США, восточная часть Воронежского м асси ­
ва, Украинский щ ит). В торая группа точек ( VI I I ) соответствует совре­
менных орогенам и высокосейсмичным структурам (провинция Б а с с е й ­
нов и Хребтов, оз. Б а й к а л , п лато К олорадо) с очень.тонкой корой и без
компенсационных корней. В некоторых рай о н ах н аб лю д аю тс я а н о м а л ь ­
но низкие значения сейсмических скоростей и.плотностей [78].
Рассмотренной осредненной кривой в больш инстве случаев соответ­
ствуют абсолютные высоты, о т р аж аю щ и е н ап равлен ность и интенсив­
ность тектонических движений.
*
Мобильные и стабильные участки земной коры. В ы д ел яю щ и еся сег­
менты земной коры о казы в аю тся существенно неоднородными с точки
зрения подвижности, степени тектонической активности п роявлен ия но­
вейших движений. Особую о бласть пред ставл яю т собой переходные з о ­
н ы — тран зи таль, образую щ ие слож ную мо’з аи ку подвиж ны х блоков;
земной коры. В п ределах континентов и океанов — структур первого по­
рядка — принято вы д елять относительно пассивные, или стабильны е, и
активные, или мобильные, подвиж ные участки. Они р азл и чаю тся осо­
бенностями эндогенных реж им ов, разн ы м и экзотектоническими процес­
сами, разны м их отраж ением в м о рф оструктурах и совершенно р а з л и ч ­
но протекающими процессами геодинамики.
М о б и л ь н ы е , активно п одвиж ны е участки земной коры о б р азую т
в большинстве случаев линейно вытянуты е пр отяж енн ы е пояса, о б ы ч ­
но со слож н оскладчаты м субстратом. И м свойственны интенсивное про­
явление новейших и современных д виж ений с больш ими градиентами,,
нарушение изостатического равновесия земной коры, вы сокая сейсмич­
ность, интенсивный новейший вулкан и зм , повышенный тепловой поток,,
особое — аномальное строение земной коры и верхней мантии. Это об­
ласть слож ны х глыбовых, блоковых, складчато- и сводово-блоковы х
структур в пределах к а к континентального, т а к и океанического секто­
ров. Им соответствует приподнятый, обычно сильно расчлененный, кон т­
растный рельеф с разм ахом , достигаю щ им многих километров.
В отличие от активно подвижных, м ало п од ви ж н ы е — пассивные, или;
стабильные участки тектоносферы отличаю тся вялы м проявлением но­
вейших и современных движений с незначительны м и гради ен там и , в
значительной мере изостатической уравновеш енностью , низкой сейсми­
ческой активностью с п реобладанием сл аб ы х зем летрясений, слабы м
вулканизмом, незначительными по р а з м а х у блоковыми д ви ж ени ям и.
Стабильные участки отличаю тся слабо приподнятым равнинным р е л ь е ­
фом в пределах ка к континентального, т а к и океанического сегмента
тектоносферы.
У казанные разли чи я в проявлении тектонической подвижности кон­
тинентов, океанов и переходных областей явились р еш аю щ и м и в в ы д е­
лении типов структур новейшего э тап а р азви тия более высоких п о р я д ­
ков. В современной структуре З ем л и выделены следую щ ие ти пологи че­
ские структуры; континентальные — платформенны е, орогенные, р и ф то ­
генные области; переходные зоны, куда относят и современные геосин­
клинали; океанические — платформенны е, орогенные и рифтогенные
области.
Подсчет п лощ адей распространения платф ор м енн ы х областей по
карте новейшей тектоники М и ра [42] п оказы вает, что они составляю т
48,6 % от площ ади всех континентов (без учета ш ельф овы х областей)
329 '
и 57,1 % от п лощ ад и дна акваторий. В целом устойчивые области з а ­
н и м аю т несколько более 50 % всей поверхности планеты. М атериковые
и океанические п латф орм ы новейшего э тап а разви тия соответствуют
разл и чн ы м гипсометрическим уровням и в н астоящ ее время средняя
р азн и ц а превыш ения этих уровней составляет 4,5— 5 тыс. м. При этом
относительная вы сота большей части м атери ковы х платф орм в процессе
их р азв и ти я о к а зы в ае тся мало приподнятой н ад уровнем моря. Подсчет
площ адей распростран ен ия подви ж н ы х орогенных и рифтогенных облас­
тей показы вает, что они составл яю т 35 % от площ ади всех континентов
(без учета ш ельф овы х областей) и 32 % от п лощ ад и дна акваторий.
В целом п одвиж ны е области (без учета переходных областей) за н и м а ­
ю т 32,5 % поверхности всей п лощ ад и планеты. Ш ельф ы занимают
10,8 % от общей п лощ ад и океанов (36,1 млн. к м 2), или 7,75 % площади
планеты. Р асп ред ел ен и е их мож но видеть по схеме неотектонического
р ай он ирован и я М и ра (см. рис. 117, в к л а д к а ) .
Больш инство вы д ел яю щ и хся на к а р тах неотектоники новейших
структурны х форм второго и более высокого порядков р азвиваю тся на
месте у ж е ран ее сф орм ированны х структурны х форм, имеющих вы р а­
ж е н и е в рельефе, за л о ж и в ш и х ся в более ранние этапы разви тия земной
коры. Неотектонические д ви ж е н и я у наследованно обновляю т их или
структурно перестраиваю т, ак тиви зиру я экзодинам ические процессы, ко­
торы е в пред ел ах во зр ож д ен ны х структурны х форм в ы р а б а ты в аю т чер­
ты молодого р ельеф а. П оэтом у когда мы говорим, что новейшие тек­
тонические структуры н аходят отр аж ен и е в современном рельефе, т. е.
п р ед став л яю т морфоструктуры , то это не значит, что современный ре­
льеф следует о тож д ествл я ть с в озрастом морфоструктур. В большинстве
случаев последние ока зы в аю тс я по своему зал ож е н и ю более древними,
чем современный рельеф, и нередко значительно древнее неотектониче­
ского этапа.
Н О В Е Й Ш И Е Т Е К Т О Н И Ч Е С К И Е СТРУ КТУРЫ
И Г Е О Д И Н А М И К А П Л А ТФ О РМ ЕН Н Ы Х О БЛ А С ТЕЙ
С К О Н Т И Н Е Н Т А Л Ь Н Ы М ТИ П О М ЗЕ М Н О Й К О РЫ
Главнейшие структурные формы платформенных областей новей­
шего этапа развития. М атер ико вы е платф ор м ы п редставляю т определен­
ную историческую категорию структур, котор ая в озникает в процессе
р азв и ти я земной коры на месте геосинклинальны х областей, утративших
свою п ервоначальн ую подвижность, в р езу л ь тате складчатости, мета­
м о рф и зм а горных пород и -п р о я в л е н и я м агм ати зм а. В основу вы деле­
ния п латф о рм енн ы х областей новейшего э тап а р азв и ти я кладутся д о­
статочно четкие признаки, главнейш им из которых яв л яется степень
подвижности. Н о в е й ш и е 'п л а т ф о р м ы образую тся на ранее сформ ировав­
шихся платф о рм енн ы х структурах, которые и в новейший тектониче­
ский этап хар а ктер и зу ю тся устойчивостью, преобладанием сл аб ы х вос­
х одящ и х тектонических д виж ений с м алы м и гради ен там и скоростей, их
многокомпонентностью. .Отличиями их явл яю тся иной структурный план
и п ер ера бо тк а неотектоническими процессами. Н овейш им платформам
в основном свойствен выровненный рельеф, в ы р а ж аю щ и й ся в равнинах
разн ого строения, плоскогорьях, столовых возвышенностях. Только мес­
там и рельеф приобретает мелкосопочный х ара ктер и образует низкие
п латф ор м енн ы е горы. М атериковы е п латф орм ы х арактери зую тся пре­
о б л а д а н и е м в осх о д ящ и х 'д в и ж ен и й . Участки новейших опусканий и а к ­
ку м у л я ц и и в их п р ед ел ах зан и м аю т незначительные территории, распо­
330
лагаются в см ежны х зонах с подвиж ным и об ла стя м и и отличаю тся
большими амплитудами.
Принято вы д елять молодые и древние платф орм ы . Д р ев н и е п л а т ­
формы, вовлеченные в новейшие поднятия и опускания, имеют с к л а д ч а ­
тое основание докембрийского возраста (д о б а й к а л ь с к о е ); молоды е п л а т ­
формы новейшего этап а разви тия отвечаю т у ч асткам , где геосинклинальное развитие заверш илось в более позднее время, в ф анерозое. Д л я
обозначения их во зр аста п редлож ено к возрасту ск ла д ч ато й системы,
которая п ревращ ается в п латформу, п р и б ав л ять приставку «эпи» (эпипалеозойская п латф ор м а, т. е. п л а тф о р м а с п алеозойским ф ун дам ен том ,
эпибайкальская п л а тф о р м а — с бай кал ьски м ф ундам ентом и т. д .).
М о л о д ы е п л а т ф о р м ы новейшего э тап а р азви тия имеют в а ж ­
ные отличия от древних — им свойственны мозаичность строения и
большая подвижность, диф ф еренцированность движ ений, контрастность
рельефа. В пределах древних и молодых п латф ор м в ы деляю тся ст р у к ­
турные элементы, соответствующие: щ итам , м ассивам , в п р ед ел ах ко­
торых тектонические д ви ж е н и я были практически всегда восходящ ими,
и отложения платформенного чехла были или м алом ощ ны м и, или почти
не накапливались; и плитам с наличием достаточно мощного п л а т ф о р ­
менного чехла.
Д р е в н и е п л а т ф о р м ы новейшего э тап а р азв и ти я з а н и м аю т
громадные площ ади во всех материках. Д р е в н и е щиты и массивы от
общей площ ади всех континентов (149 млн. км 2) составл яю т 1 8 %;
древние плиты зан и м аю т 28,8 % этой ж е площ ади. М олоды е плиты т а к ­
же расположены на всех м атериках, но сл агаю т значительно меньш ие
площади: молодые щиты 2,08 %, молодые плиты 9,0 % территории почти
всех континентов (за исключением Африки и А н тар к ти д ы ). В целом
площадь п латформенны х областей значительно увели чи вается за счет
ортошельфов — су б ак вальн ы х частей п латф орм , на основании которы х
иногда развиты окраинно-континентальны е структуры в виде периокеанических прогибов. О ртош ельф ы зан и м аю т больш ие п ростран ства по
северной окраине Е в рази атского и А мериканского континентов, а т а к ж е
в пределах Австралии и в меньшей степени А фрики и Ю ж ной Америки,
представляя выравненные, со слабы м уклоном поверхности.
Д ревние платф ормы д е л я т на д ве группы: 1) северную Л а в р а з и й скую (Л а в р а з и а т с к у ю ), которую составляю т С ев ер о ам ер и к ан ск ая Е в р о ­
пейская, С ибирская и К и тай ская п латф ор м ы ; 2) ю ж ную Гондванскую ,
Бразильскую, Африканскую , И ндостанскую , А встрали й скую п л а т ф о р ­
мы. Всем перечисленным п л а т ф о р м а м , в несколько иных гр ан и ц а х с
иным структурным планом, соответствуют древни е п латф о рм ы новей­
шего этап а развития. Все древние п латф ор м ы образую т, по мнению
Н. М. С трахова, д ва основных морфологических ти па-— низкие и в ы со­
кие. Такое деление, хотя и относительное, т а к ка к разн ы е их части от­
личаются различны м морфологическим в ы р а ж ен и ем , п о казы в ает, что
низкие платф ормы — Е в р ази й ск ая и С ев ер о ам ер и к ан ск ая — зан и м аю т
меньшую площ адь, чем высокие, к которым относятся почти все о с т а л ь ­
ные. Такой обли к они получили в неотектонический этап. П р е о б л а д а ­
ние высоких платф орм о т р а ж а е т направленность тектонических процес­
сов и сказы вается в увели чи ваю щ ей ся контрастности рельефа. В ы сокое
положение Сибирской платф орм ы , си л ьн ая р азд роб лен ность Китайской,
части которой т а к ж е высоко приподняты, соответствуют общ ем у п ри ­
поднятому положению восточной и юго-восточной частей Еврази и , н а ­
ходящейся в Тихоокеанском секторе.
331
Б ы л о вы с каза н о предположение, что интенсивные поднятия этой
части Е в рази и генетически связан ы с морфологией поверхности геоида
,[4] и с развитием Тихоокеанской впадины, углубление и расширение
которой приводит к перераспределению глубинных масс вещества [41,
■31]. З а п а д н о -С и б и р ск ая плита и Е вропейская п латф о рм а находятся в
зоне влияни я менее активного Атлантического сектора, к которому о т­
носится сравнительно невысокая, т а к ж е слабо активи зированн ая С еве­
ро ам ер и к ан ск ая п латф о рм а. О д н ако отдельные участки платформ о к а­
зы ваю тся вовлеченными в поднятие (П л а т о П рерий в Северной Аме­
рике, К азах с ки й щит и др.). В п ределах распространения Гондванской
группы п р ео б ладаю т высокие платф орм ы . В периокеанических зонах,
на гран и ц ах материков и океанов, во многих сл уч аях происходит боль­
ш а я ак т и в ац и я движ ений с образо ван ием низкогорного рельефа ( З а ­
п адны е и Восточные Гаты на Индостанской платформе, зап адн ое о гра­
ничение А фриканской, повышенные участки Австралийской платформы,
прим ы к аю щ и е к И ндийскому океану, и т. д .). К а к в Л аврази й ской , так
и в Гондванской группах п латф о рм приподнятые части вклю чаю т невы­
сокие «внутриплатф орм енны е» горы — участки эпиплатформенных орогенных областей, такие, к а к А ппалачи, Н о р в еж ски е горы, У рал и др.,
получивш ие н азв ан и е «возрож денны х» гор.
Щ и т ы и м а с с и в ы — тектонические поднятия платф орм не толь­
ко новейшие, но и древние, в п ределах которых о б н а ж ае тся их древний
'фундамент. К а к древние, т а к и молодые щиты испытываю т новейшие
поднятия, повторяя ран ее п роявл явш и еся тенденции тектонических под­
нятий, всегда со п р ов ож д ав ш и хся денудацией почти с момента установ­
ления их платф орм енного р еж им а. В течение длительного времени они
л о д в е р га л и с ь д енудационны м срезам и в новейший этап х ар а ктер и зую т­
ся п р о д о л ж а ю щ и м и ся неравном ерны м и поднятиями. В пределах щитов
и массивов на территории С С С Р (Балтий ский , А лданский щиты и др.)
и за рубеж ом (К ан адский щ ит и др.) вы явл яю тся поверхности в ы р а в ­
н и в ан и я и откопанные пенеплены. Таким образом, щиты и массивы х а ­
рак тер и зу ю тся унаследованной полож ительной направленностью текто­
н ич ески х д виж ений в неотектонический этап. М ассивы и щиты молодых
п л а тф о р м (К азахски й , С ал аи р ск ий , С еверо-Тайм ырский и др.) на новей­
шем э тап е р азви тия испы ты вали сл аб ы е и умеренны е общие поднятия,
на фоне которых ф о р м и р о в ал ас ь умеренно и значительно диф ф еренци­
р о в а н н а я структура с преоб ладан ием изометричных, линейных сводо­
вы х и сводово-блоковы х поднятий относительно небольшой амплитуды,
ослож н ен н ы х многочисленными, в основном малоам п ли тудн ы м и р азл о ­
мами. В целом н аб лю д ае тся ун аследован н ость новейшей структуры от­
носительно структур основания, вовлеченного в поднятие, с обновлени­
ем д ревни х разлом ов. О д н ак о местами в ы я в л я е т с я и несовпадение г р а ­
ниц новейших и ранее сф орм ирован н ы х структурны х форм.
П л и т ы — области длительного погружения и накопления значи­
тельных тол щ осадочного чехла платформ. В их п ределах фундам ент л е ­
ж и т на разн ы х глубинах, об р азу я в структуре плиты — синеклизы, антеклизы и другие формы. Гипсометрическое полож ение фундамента и об­
щ ие мощности перекры ваю щ его его осадочного чехла в ы р а ж а ю т сум­
м арны й р езу л ь тат всех тектонических д виж ений с момента н ач ал а от­
л о ж е н и я п латформенного чехла. Н а новейшем этап е развития плитам
древних платф ор м (Восточно-Европейской, Сибирской, С евероам ери кан ­
ской и др.) свойственны сл аб ы е об щ и е поднятия, местами опускания,
на фоне которы х р азв и ва етс я слабо д иф ф ерен ц иро ван н ая структура с
прео б ладан ием изометричных (в краевы х частях платф орм нередко л и ­
332
нейных) сводовых форм небольшой и умеренной, (в пред ел ах перикратонных прогибов и экзогональны х впадин — значительной) амплитуды ,
с немногочисленными, преимущественно м а лоам п ли ту д н ы м и разл ом ам и .
Характерна р азл и чн ая, ч ащ е слабо в ы р а ж е н н а я Степень унаследованности новейших структур от структур ф ундам ен та и чехла, местами ин­
версия или несовпадение границ нео- и палеоструктур, сф о р м и р о в ав ш и х ­
ся в донеотектонический этап.
Плиты молодых п латф орм (Скифской, Туранской, З а п а д н о -С и б и р ­
ской и др.) в новейшее время характери зую тся сл аб ы м и обшими под­
нятиями, местами опусканиями, на фоне которых ф ормирую тся слабои умеренно-дифференцированные структуры с преоб ладан ием брахиформных, но нередко линейных и изометричны х ^поднятий и опусканий
небольшой ам плитуды, ослож ненных немногочисленными м'алоамплитудными разл о м ам и и флексурны ми перегибами. Х а р ак те р н а ун аследованность новейших структур складч атого основания и чехла с о б н о в л е­
нием наиболее древних разломов. М естами, т а к ж е отм ечается инверсия
или несовпадение границ нео- и палеострукт-ур. Т аким о бразом , м а т е р и ­
ковые платформы , я в л яя сь относительно стабильны м и об ластям и, что
отразилось в их равнинном рельефе, испыты вали сл аб ы е д и ф ф ер ен ц и р о ­
ванные движения.
Историко-геологический и структурный ан ал и зы п озволяю т гово­
рить, что в палеозое и докембрии п латф орм ы всех ю ж ны х материков и
Индии составляли единую п латф орм у древнего м атер и ка Гондваны,
просуществовавшего до н а ч а л а мелового периода. Г раницы суши про­
должались д ал ек о за пределы к а ж д о й из современных м атериковы х
глыб южного п олуш ария на площ адь, зан ятую сейчас глубоким о к е а ­
ном. По вы раж ен и ю В. В. Б елоусова, современные материки п р ед ст ав ­
ляют собой обломки значительно больш их д ревни х материков и у г л о ­
ватые их границы больш е соответствуют этой точке зрения. О тмечается
также, что на всем протяж ении Атлантической и И н доокеанской окраин
докембрийские толщи разного в о зр аст а подходят непосредственно к б е­
регу под столь крутыми углами, что срезан ие этих структур п р и л е га ю ­
щими глубоководными океаническими впади н ам и не п одл еж и т сом не­
нию; Африканский материк, И ндостан, З а п а д н а я А в ст р а л и я при этом
представляются в виде гигантских структурны х обрубков.
Переход континентов к океан ам происходит через современный
ш е л ь ф . Некоторы е исследователи в больш инстве районов р а с с м а тр и ­
вают его ка к крыло гигантской осложненной р а зр ы в а м и ф лексуры , р а з ­
деляющей материки и океаны. Понятие о континентальной флексуре,
в 1953 г. развитое Ж- Б у р к а р о м , иногда прим еняется и д л я объяснения
структуры переходных зон. К онти н ен тальная ф л ексура, испыты вая в л и я ­
ние тектонических движ ений разного зн ака , отчасти в овл екается в п о д ­
нятие, происходящее на континентах, отчасти п рогибается вместе с дном
океанических впадин (рис. 119). П ри этом об разую тся сбросы, сдвиги,
надвиги и другие тектонические наруш ения. В озни кавш ие тектонические
напряжения, вы зван н ы е р азн он ап рав л ен н ы м и — верти кал ьн ы м и д в и ж е ­
ниями или горизонтальны ми — п ерем ещ ениям и д н а и суши — п риво­
дили к дроблению ф ун дам ен та ш ель ф а р а зл о м а м и и он испы ты вал п о­
гружение.
Р аск о л а м и и прогибанием земной коры, зах в аты в аю щ и м и и ш е л ь ­
фы, объясняется об разован ие соляны х структур, ф орм и ро ван ие зн а ч и ­
тельных по мощности толщ терригенных и карбон атн ы х осадков, н а к а п ­
ливавшихся в течение м е зо зо я— кайнозоя. В зависимости от того, н а ­
сколько близко проходит ось континентальной ф лексуры , р азр ы в ы или
333
смещены к береговой линии, и на шельфе
п р еоб ладаю т п олож ительны е или отри­
цательны е движ ения, или они см ещ аю т­
ся к внешнему краю. П р еобл ад ан и е на
ш ельф е отлож ений континентального или
переходного типа т а к ж е зависит от того,
в какой зоне проходит ось р азн о н ап р ав ­
ленных тектонических движений и н а ­
сколько значительны н апряж ения, при­
водящ ие к расколу кры л а флексуры.
Структурно ш ельфы являю тся непосред­
ственным продолжением
континентов,,
хотя некоторые исследователи (напри­
мер, И. П. Герасимов) понимают шельф
ка к своеобразную морфоструктуру пе­
реходного
(промежуточного)
типа.
Рис. 119. Строение континенталь­
ной окраины и ш ельфа южной ч а ­
П. А. К аплин ж е рассм атривает шельф
сти Атлантического
побереж ья
ка к окраинную зону материков, подверг­
США (по данным бурения и гео­
нувшуюся тектоническим преобразовани­
физическим проф илям ). П о Р. Ш е­
ям при формировании в мезозой-кайноридану
1 — олигоцен-голоценовы е гемипелагизойское время океанических
впадин,,
ческие осадки;
2 — меловые—эоценорельеф и осадки которой в основном соз­
вые пелагические осадки;
3 — юрские
известняки; 4 — переходны й океаниче­
даны под влиянием плейстоценовых и го­
ский слой; 5 — океаническая кора; 6 —
мантия; 7 — кайнозойские отложения;
лоценовых трансгрессий и регрессий.
8 — верхнемеловы е
отлож ения;
9—
нижнемеловы е отложения; 10 — юрские
В ряде районов н аблю дается как бы
к арбонатны е
и терригенные осадки;
раздроблен ие земной коры. Н а севере
/ / — рифовый комплекс; 12 — и зверж ен ­
ные и м етаморф ические породы
к северо-востоке
С евероам ериканской
п латф орм ы и в Гренландии, например,
имеются п рям ы е д о ка за т е л ь с т в а больших растяжений. Сторонники гло­
бальной тектоники плит об ъясняю т это общим дрейфом С евероам ери­
канского м атер и ка в сторону Тихого океана. Отделение Гренландии от
Америки, о б разо в ан и е ш ирокой впадины моря Б а ф ф и н а в зоне разры ва
коры м е ж д у ними, разд р об л ен и е Арктического архипелага, происходя­
щие на наших г л азах , тесно связан ы с позднемезозойскими и кайнозой­
скими деф орм аци ям и, которые об н а р уж и ва ю тся и по другую сторону
континента, в горном поясе его зап ад н ого края. К ар ти на раскола п лат­
формы с н ал ож ен и ем К расном орского риф та н аб лю д ается и в районе
Сирийско-Аравийской глыбы, что связан о с д виж ениям и неотектонического этап а.
И сторико-геологический ан ал и з показы вает, что современные гра­
ницы докем брийских п ла тф орм сильно отличаю тся от тех контуров, ко­
торые имели о б л а сти 'д о к ем б р и й ск о й консолидации (вклю чая и байкалиды ) в н ач ал е кембрия' и в позднейшие периоды палеозойской эры и
н а ч а л а мезозоя. Д рев н и е п л а тф о р м ы новейшего этап а разви тия изме­
нили эти границы. В месте с тем основная их часть сохранила п латф о р­
менный реж им, у н аследован н ы й и новейшим этапом развития. Такие
м ало и зм еняю щ иеся условия, на пр отяж ени и длительного времени пе­
рех од ящ ие в неотектонический этап, П. Н. Кропоткин предлож ил н азы ­
в ать «сквозны ми п латф орм ам и».
Блоковое строение платформенных областей новейшего этапа раз­
вития. Р ассм отрен и е платф о рм енн ы х областей р азн ы х континентов в
новейший этап р азв и ти я показы вает, что они состоят из отдельных бло­
ков земной коры, испы ты вавш их разн он ап равл ен ны е, различной интен­
334
сивности движения. Н апри м ер, Е в р а зи а т с к а я неотектоническая п л а т ­
форма состоит из древних Восточно-Европейской и Сибирской п латф орм
и молодых Скифской, Западно-С ибирской, Туранской плит (с р а з д е л я ­
ющим их К азахски м щ итом ), и спыты ваю щ их новейш ие поднятия и
опускания. Х арактер на прямолинейность гран и ц отдельны х мегаблоков.
Многие из них вы р аж ен ы в рельефе и пред ставл яю т собой внутриконтинентальные флексуры (термин А. К а й ё ) , или геофлексуры [31], о с л о ж ­
ненные разлом ам и . Такие ж е ограничения н аб лю д аю тся и у других
платформ, таких, к а к А встрали й ская, И н д о с т а н с к а я и др. М естами, о д ­
нако, ф лексурообразны е перегибы в платф орм енном чехле древних и
молодых платформ, о т р аж аю щ и х ся в неотектбнике, в ы р а ж е н ы очень
слабо и только угад ы ваю тся по ряд у признаков, в частности, при а н а ­
лизе карт неотектоники по сгущению изобаз, С р а ж а ю щ и х сум м арную
величину деформаций за новейший этап, или в ы я в л я ю т ся по д анны м
анализа космоснимков [25]. Одним из примеров такой границы мож ет
явиться слабо вы раж ен н ы й , но п росл еж и в аю щ и й ся на многие сотни
километров прямолинейный изгиб, отделяю щ ий К азах с ки й щ ит от З а ­
падно-Сибирской плиты; в современном рельеф е она п одчеркивается л и ­
нейными геофизическими аном алиям и.
Крупные м егаблоки — структурны е формы глубинного зал о ж ени я.
Каждый м егаблок состоит из меньших по р а зм е р а м блоков, и сп ы ты вав­
ших дифф еренцированные д ви ж ен и я, коробления и перем ещ ения в р а з ­
личных направлениях. Б л о ко в ое строение земной коры платф орм под­
тверждается районированием геофизических полей, д анны м и а н а л и за
космоснимков. Р азд ел ен ы блоки р а зл о м а м и р азн ы х типов, д л я которых
отмечается наиболее устойчивая унаследованность, что позвол яет гово­
рить об отраж ении в неотектонике м атериковы х п латф о рм д ревни х л и ­
нейных направлений структурны х линий, часто в виде л инеам ентов, в ы ­
раженных в рельефе земной поверхности. Таким образом , корни неотектонических линейных структур следует и скать в ф у н дам ен те платф орм .
Рельеф консолидированного (складчатого) ф у н д а м ен та п латф орм ,
расположенный на разн ы х глубинах, заф и к с и р о в а л всю сумму п р ед ­
шествующих движений, на которые н ал о ж и л и с ь д в и ж е н и я п л а т ф о р м е н ­
ной стадии развития. Ф орм ирование блокового строения д ревни х п л а т ­
форм отделено от проявлений новейших тектонических дви ж ени й ч р е з­
вычайно длительным промеж утком времени, около 1,5 млрд. л