УТВЕРЖДАЮ
Проректор по учебно-методическому комплексу _____________С.А.Упоров
МЕТОДИЧЕСКИЕ УКАЗАНИЯ
ПО ОСВОЕНИЮ ДИСЦИПЛИНЫБ1.Б.32 «ГЕОТЕКТОНИКА И ГЕОДИНАМИКА» ДЛЯ СТУДЕНТОВ НАПРАВЛЕНИЯ ПОДГОТОВКИ «ПРИКЛАДНАЯ ГЕОЛОГИЯ»
Автор: Кисин А.Ю., д.г-м.н., профессор кафедры
| Одобрены на заседании кафедры | Рассмотрен методической комиссией Факультета геологии и геофизики | |||
| геологии | ||||
| (название кафедры) | (название факультета) | |||
| Зав.кафедрой | Председатель | |||
| (подпись) | (подпись) | |||
| Огородников В.Н. | Бондарев В.И. | |||
| (Фамилия И.О.) | (Фамилия И.О.) | |||
| Протокол № 8 от 17.04.2019 | Протокол № 8 от 19.04.2019 | |||
| (Дата) | (Дата) | |||
Екатеринбург
ВВЕДЕНИЕ
Известный отечественный геолог-тектонист академик В.Е. Хаин образно назвал геотектонику «Философией геологии». Что имел ввиду В.Е. Хаин давая такое определение геотектонике? Геологические науки включают многие дисциплины, как фундаментальные, так и прикладные. Они должны между собой взаимодействовать и развиваться сообща. Даже хороший оркестр, состоящий из профессиональных музыкантов, не сможет исполнить музыкальное произведение без дирижера. Так и в науках о Земле: всем необходима всеобъемлющая теория происхождения и развития Земли, закономерностей протекания геологических процессов в коре и верхней мантии. Происхождением и развитием Земли в целом занимается геодинамика, а геологическими процессами в коре и верхней мантии изучает геотектоника. Они заняты поисками и разработкой этой всеобъемлющей теории. Процесс это крайне сложный: гипотез и концепций уже было очень много; некоторые из них на многие десятилетия завоевывали умы ученых всего мира. Но ни одна из них не превратилась в теорию! Пока еще популярная концепция «Тектоники литосферных плит» испытывает кризис теоретической мысли и подвергается резкой, аргументированной критике ее противников. Предлагаются новые или старые модернизированные гипотезы. А для рождения (и проверки) новых идей и гипотез нужны факты. А для этого необходимо владеть методами, в нашем случае – геотектоническими.
Анализ кинематики тектонических движений
Земная кора и верхняя мантия (до глубины около 400 км) называют тектоносферой. Здесь располагаются очаги землетрясений, вулканов, магматических расплавов, ответственных за геологическое и геоморфологическое преобразование земной поверхности. Движения в тектоносфере по времени проявления делятся на современные, новейшие (неотектонические) и древние (палеотектонические).
Современные движения - это движения, зафиксированные приборами. Они охватывают интервал времени в 300 лет, отсчет которого начинается с инструментальных исследований колебательных движений уровня Балтийского моря, осуществленных А. Цельсием. В дальнейшем они позволили установить воздымание и опускание побережья Балтийского моря. Эти движения являются предметом исследования географов. Стационарные сейсмические станции расположены по всему Земному шару и фиксируют землетрясения, определяют координаты и глубину очага землетрясения, характер деформаций, вызвавших землетрясение.
Новейшие тектонические движения - это движения, зафиксированные сформировавшие современный рельеф поверхности Земли. Они охватывают интервал времени приблизительно в 40 млн. лет. Начались они в олигоцене (Хаин,1985). Эти движения изучаются преимущественно геоморфологическими методами.
Древние (палео-) движения - это движения, зафиксированные в строении разрезов стратифицированных толщ земной коры. Они охватывают всю геологическую историю Земли, т.е. интервал времени порядка 3,5-4,0 млрд лет с момента начала формирования земной коры. Палеотектонические движения изучаются различными геологическими методами и являются предметом исследования геотектонистов и геологов.
В кинематическом отношении тектонические движения делятся:
- по направленности - на вертикальные и горизонтальные,
- по скорости - на медленные (вековые) и быстрые (скачкообразные) (Хаин, Михайлов,1985),
- по величине перемещений - на большеамплитудные, сформировавшие стратифицированные толщи, начиная с формаций, а также соответствующие им по порядку разломы и складки, и малоамплитудные, сформировавшие фации, породы и соответствующие им разрывные и складчатые структуры.
Для изучения вертикальных малоамплитудных палеотектонических движений используются метод фаций и метод мощностей.
Метод фаций. Под фацией следует понимать естественную целостную совокупность пород определенного состава и строения, обусловленную общностью условий образования. Следовательно, зная состав осадочных пород, их структурные и текстурные особенности, можно установить фации и реконструировать фациальные условия их образования, среди которых доминируют тектонические движения. При фациальном анализе учитывается гранулометрический состав осадочных горных пород, состав обломков, степень их окатанности и сортировки, наличие и видовой состав органических остатков, слоистость, положение в фациальном ряду.
Изменение гранулометрического состава пород в морских условиях обусловлено энергией набегающих и отступающих волн, достигающих дна бассейна, делая подвижным верхний слой осадков. Эта энергия уменьшается при удалении от береговой линии, что вызвано углублением дна бассейна. В результате в один и тот же отрезок времени формируется следующая генерализованная последовательность осадков (от береговой линии): галечник – гравий – песок – алеврит – глина – мергель - известняк (кремнистая порода). Осадки определенного гранулометрического состава приурочены к определенным гипсометрическим уровням бассейна осадконакопления. Объясняется это деятельностью волн, которая препятствует накоплению осадков выше определенного уровня, так называемого профиля равновесия. Он обусловливает положение кровли осадка, которая является дном бассейна, земной поверхностью. По достижению поверхностью осадка профиля равновесия дальнейшее накопление его невозможно без углубления дна бассейна - осадки смываются волнами. Благодаря этому тектонические движения становятся регулятором мощности осадков в разрезе и ширины фациальных зон в плане, регулятором миграции фациальных зон во времени и пространстве. Смена фаций в разрезе зависит (Белоусов,1976) от соотношения скоростей прогибания области осадконакопления и воздымания области размыва. От скорости воздымания зависит скорость привноса обломочного материала. При этом могут иметь место следующие соотношения скоростей.
1. Привнос осадков происходит медленнее прогибания земной коры, количество приносимых осадков не компенсирует прогибание. Дно бассейна опускается. Это вызывает перемещение береговой линии в сторону суши и, как следствие, смещение фациальных зон в том же направлении. Вследствие этого там, где в предыдущий отрезок времени размещалась зона накопления относительно грубообломочных (мелководных) фации, теперь накапливаются менее грубые осадки. В результате формируется трансгрессивный разрез (рис. 1): относительно грубообломочные (относительно мелководные) осадки сменяются вверх по разрезу все менее грубыми (относительно глубоководными).
Рис.1. Схема образования трансгрессивного разреза при постоянном прогибании области отложения и изменении скорости поднятия области сноса (Рухин,1959, рис.7-III):
а, б, в, г - стадии образования разреза (от более древних к более молодым); 1 – области размыва. Типы отложений (по мере удаления от области сноса): 2 и 3 речные; 4 – лагунные и болотные; 5 и 6 морские; 7 – поверхность размыва под отложениями
2. Привнос осадков происходит быстрее прогибания земной коры в бассейне осадконакопления. Количество приносимых осадков больше величины прогибания земной коры. Бассейн заполняется осадками, дно поднимается, он мелеет. Это вызывает перемещение береговой линии в сторону моря. В том же направлении смещаются и фациальные зоны. И там, где в предыдущий отрезок времени накапливались относительно мелкооболомочные (относительно глубоководные) осадки, теперь накапливаются более грубые (более мелководные) фации. В результате формируется регрессивный разрез: относительно тонкообломочные (глубоководные) осадки сменяются вверх по разрезу все более грубообломочными (мелководными).
3. Привнос осадков происходит с той же скоростью, что и прогибание земной коры. Прогибание полностью компенсируется осадками, дно бассейна не меняет своего положения. Миграция береговой линии и фациальных зон незначительна и может происходить в любом направлении. Таким образом, зная состав пород и характер их залегания в разрезе, можно определить тектонические условия образования пород, реконструировать направление и скорость колебательных движений.
Приведенная выше последовательность накопления осадков представляет собой генерализованную схему. В конкретных случаях могут быть отклонения от этой схемы. Во-первых, в волноприбойной зоне может накапливаться не галечник, песок или глина (известно, что наряду с галечными существуют и песчаные пляжи), что обусловлено интенсивностью расчленения рельефа и длительностью транспортировки обломочного материала. Резко расчлененный рельеф обусловливает накопление в волноприбойной зоне галечника, выровненный - песка или глин. Во-вторых, приливы и отливы вызывают перенос грубого материала в зоны, где он накапливаться при нормальных условиях не может, к этому же результату приводят и донные течения. Именно поэтому только гранулометрии осадков недостаточно для определения относительной глубины образования осадков, необходимо учитывать комплекс признаков, характеризующий условия образования всей совокупности пород, возникновение которой возможно в одних условиях. Для этого необходимо учитывать степень сортировки и окатанности обломков; наличие, видовой состав и степень распространения органических остатков, характер слоистости пород.
Таким образом, в ходе анализа тектонических движений следует сопоставлять не соотношение пород в разрезе, а соотношение фаций горных пород. Основная масса осадков формируется в первых трех фациях: прибрежной, мелководной, умеренно-глубоководной.
В ходе фациального анализа с помощью фациальных признаков осуществляется идентификация пород в разрезах, вскрытых буровыми скважинами, горными выработками или естественными обнажениями, с описанными выше типоморфными фациями осадочных горных пород.
Фации горных пород, как ясно из их описания, тесно связаны с глубиной формирования. Следовательно, зная фациальный состав пород, можно совершенно однозначно указать на относительно опущенные и относительно приподнятые участки территории, определить направленность тектонических движений и соотношение скоростей прогибания и воздымания земной коры (рис. 2-6).
Рис. 2. Смещение фациальных зон при трансгрессии (по В.В. Белоусову)
1 – галечники, 2 – пески, 3 – глины, 4 – известняки
Рис. 3. Смещение фациальных зон при регрессии (по В.В. Белоусову)
1 – галечники, 2 – пески, 3 – глины, 4 - известняки
Рис. 4. Трансгрессивное расширение бассейна. Преобладает прогибание; фациальные зоны смещаются вслед за передвижением береговой линии в сторону суши, сужаются, а в вертикальном разрезе наблюдается трансгрессивная серия осадков.
Рис. 5. Регрессивное расширение бассейна. Преобладает поднятие; фациальные зоны могут смещаться в направлении, обратном, по отношению к движению береговой линии, расширяются, и в разрезе можно наблюдать регрессивную серию осадков, несмотря на то, что море наступает на берег.
Рис. 6. Регрессивное сокращение бассейна. При регрессии моря в соотношениях между поднятием и прогибанием преобладает поднятие, фациальные зоны смешаются в направлении движения берега, расширяются, и в разрезе наблюдается регрессивная серия осадков.
Метод мощностей. Разработан В.В. Белоусовым. Метод мощностей позволяет оценить интенсивность колебательных движений числом и мерой. Величину прогибания земной коры относительно земной поверхности можно оценить величиной мощности накопленных осадков. В качестве земной поверхности принимается дно бассейна. Однако положение дна бассейна остается неизменным только в случае компенсированного прогибания. Компенсированное прогибание означает, что глубина формирования осадка в любой момент его накопления постоянна. Свидетельством этого является однопородный разрез. В случае компенсированного прогибания земной коры мощность осадка в точности соответствует величине прогибания земной коры. Изменение фациального состава толщ свидетельствует, что дно бассейна изменило свое положение. По сочетанию пород в разрезе можно определить понижался или повышался уровень дна, т.е. происходило углубление или обмеление бассейна осадконакопления.
Если разрез трансгрессивный, это означает, что дно бассейна углублялось - мелководные грубообломочные осадки сменяются вверх по разрезу глубоководными, мелкообломочными. Смена фаций свидетельствует, что углубление дна бассейна не компенсируется осадками, происходит быстрее привноса осадков и в итоге глубина достигает такой величины, когда накопление тех же пород становится невозможным. Начинают накапливаться более тонкие породы. Следовательно, при некомпенсированном прогибании величина прогибания земной коры не соответствует мощности осадков, она больше и больше на величину интервала глубин, в пределах которого формируется данная фация пород. Чтобы определить величину прогибания, необходимо к мощности осадков прибавить (рис. 7) величину интервала глубин, в пределах которого может формироваться данная фация. Если разрез регрессивный, глубоководные, тонкообломочные осадки сменяются мелководными, грубообломочными – это значит, что бассейн мелеет. Он заполняется терригенным материалом быстрее, чем происходит прогибание дна бассейна. Обмеление приводит к тому, что вверх по разрезу накапливаются все более грубые, т.е. все более мелководные осадки. Количество осадков, поступающих в бассейн осадконакопления, превышает их количество, необходимое для компенсации прогибания, происходит перекомпенсация прогибания. Прогибание земной коры оказывается меньше, чем мощность осадков, и меньше на величину интервала глубин, в пределах которого может формироваться данная фация (см. рис. 8).
Рис. 7. Определение амплитуды прогибания земной коры при трансгрессии (углублении бассейна, а) и регрессии (обмелении бассейна, б) моря (Белоусов, 1976, рис. 25): Р – кривые геоморфологического выражения тектонических движений; S – кривые тектонических движений: 1200 м – 800 м – амплитуды суммарного прогибания; 1000 м – мощность осадков; 200 – цифра в кружке – глубина образования осадка, м
Рис. 8. Изменение отношения поднятий к опусканиям на Урале в течение палеозоя (по А.Б. Ронову из Белоусов,1962)
Интервал глубин, в пределах которого формируются осадки разных фаций, не превышает, как правило, 200-300 м. При небольших мощностях толщ глубину формирования осадков надо учитывать обязательно. При больших мощностях, начиная с 1500 м, делать это не обязательно (Белоусов,1962). Величина колебания уровня дна не будет превышать величины статистической ошибки в определении величины прогибания земной коры. На практике чаще всего приходится встречаться с меньшими интервалами колебания глубин образования пород, но часто этой поправкой пренебрегают, если мощность не слишком мала.
На применение метода мощностей накладывается ряд ограничений: во-первых, этот метод применим для оценки величины колебательных движений только с учетом фаций пород, причем пород, мощность которых не изменилась наложенными процессами. В толщах, подвергнутых метаморфизму, этот метод неприменим, так как, во-первых, метаморфизм существенно меняет мощности слоев горных пород; во-вторых, при несогласном залегании нельзя сказать, на какой период приходится перерыв в осадконакоплении, на период формирования подстилающей или перекрывающей толщи, какова действительная мощность размытой толщи; в-третьих, необходимо учитывать уплотнение осадков при диагенезе - мплитуда движений будет отличаться от мощности пород на величину уплотнения осадка.
Сопоставление интенсивности колебательных движений в различных геохронологических подразделениях возможно только в случае использования величины, независимой от времени, так как за один и тот же промежуток времени могут накапливаться осадки разной мощности, и наоборот - осадки одинаковой мощности могут накапливаться за разные промежутки времени. Такой величиной, как известно, является скорость. Поэтому при анализе интенсивности колебательных движений используется величина скорости прогибания земной коры - это отношение мощности каждого стратиграфического горизонта в метрах ко времени накопления толщ горизонта в млн. лет.
Для получения объемных представлений о развитии колебательных движений в пространстве составляется карта изопахит - линий соединяющих точки, в которых исследуемая толща имеет одинаковую мощность. По рельефу этой условной поверхности можно судить об амплитуде прогибания в разных частях территории в исследуемый промежуток времени.
Для анализа большеамплитудных колебательных движений земной коры используются метод формаций и объемный метод.
Метод формаций как метод анализа большеамплитудных колебательных движений земной коры основан на том, что состав, структура, форма и геологическая позиция формации обусловлены тектоническими условиями их образования, а последовательность залегания стратифицированных формаций в разрезе земной коры позволяет судить о направленности и интенсивности тектонических движений. Закономерная повторяющаяся последовательность геологических формаций в разрезах геосинклиналей и платформ является выражением существования полных ритмов колебательных движений, охватывающих тектонические циклы. Именно для характеристики изменения тектонических условий во времени в геологию было введено понятие «вертикальный формационный ряд». Каждая геотектонический цикл характеризуется своим вертикальным формационным рядом, отражающим особенности его возникновения и развития, а по сочетанию формаций в разрезе можно судить о направленности и интенсивности тектонических движений. Метод формаций позволяет судить о вертикальных движениях тектоносферы, охватывающих интервалы времени порядка 200 млн. лет и имеющих амплитуду, измеряемую многимикилометрами.
Объемный метод разработан А.Б. Роновым. Необходимым условием его применения является мелкий и средний масштаб исследований, так как анализ должен охватывать площади таких размеров, чтобы в их пределах размещались не только бассейны осадконакопления, но и области размыва, служившие источником накапливающегося в бассейнах материала. Об интенсивности прогибания земной коры можно судить по объему всех толщ, независимо от их генезиса, как осадочных, так и вулканических, сформировавших разрез территории. Об интенсивности воздымания говорит объем терригенных пород, снесенных с поднятий. Отношение объемов поднятий к объему прогибов позволяет судить о направленности и интенсивности тектонических движений в различные отрезки времени (рис.9).
Рис. 10.18. Реконструкция Уральского палеоокеана на девонское время и траектория движения Сибири по отношению к Восточной Европе с 400 до 250 млн. лет назад (Зоненшайн, Кузьмин,1992, рис.86)
Однако одинаковые объемы пород могут накапливаться за разные промежутки времени и наоборот. Поэтому сопоставимыми могут быть только объемы, независимые от длительности их накопления. В данном методе в качестве таких величин используются такие понятия, как объемная скорость прогибания и объемная скорость воздымания. Объемная скорость прогибания - это отношение всего объема пород в разрезе, возникающих за определенный промежуток времени, к длительности этого промежутка в млн.лет. Объемная скорость воздымания - это отношение терригенных пород, накопившихся за определенный промежуток времени, к его длительности в млн.лет. Об интенсивности вертикальных тектонических движений позволяют судить как сами эти величины, так и их отношение (см.рис. 9).
Для вычисления объемов прогибов и поднятий используются геологические разрезы и карты изомощностей. Этот метод охватывает объемы пород, соответствующие формациям, и временные промежутки, соответствующие времени их образования.
Метод стратиграфичеких несогласий разработан Н.С. Шатским. По типу стратиграфического несогласия можно судить об изменении тектонических условий и направленности тектонических движений.
Параллельное несогласие является следствием спокойных вертикальных тектонических движений. Отражает стабильные условия осадконакопления особенно характерные для платформенных геотектонических обстановок.
Угловое несогласие фиксирует колебательные движения земной коры, сопровождающиеся внутрикоровыми деформациями невысокой интенсивности.
Структурные несогласия часто отражают существование больше амплитудных тектонических движений и горизонтальных и вертикальных, приводящим к интенсивным деформация не только толщ горных пород, но и структурных ярусов и этажей.
По кинематике тектонических движений выделяются три разновидности краевых несогласий: 1)трансгрессивное перекрытие (рис. 10.19, а), когда послеперерывные слои по направлению к краю бассейна ложатся на все более и более древние слои, как бы срезая размытые слои; 2) трансгрессивное и несогласное прилегание (рис. 10.19, б), которое проявляется в последовательном перемещении береговой линии в направлении суши, что отражается в послеперерывном компексе в смене вверх по разрезу все более молодыми и более тонкими по гранулометрическому составу породами, залегающем на одном и том же слое доперерывного комплекса, который не успевает срезать абразия; 3) регрессивное залегание (рис. 10,в) характеризуется последовательным отступление береговой линии и смене в верх по разрезу все более молодыми и более грубыми породами.
Рис. 10. Краевые несогласия (Хаин, Михайлов, 1985, рис.27, 2а, 2б, 2в):
а – трансгрессивное перекрытие, б – трансгрессивное и несогласное прилегание,
б – регрессивное прилегание
Метод сравнительной тектоники. Автором его является (Хаин, 1973) Н.С. Шатский, а в Германии - Г. Штилле. Этот метод применяется в двух планах: пространственном и временном. В основе пространственного сравнения лежит метод аналогии - исследуемый участок земной коры сопоставляется с хорошо изученными участками однотипных структур, в результате чего выявляется степень их сходства. На изучаемые участки распространяются закономерности тектонических движений, выявленные на эталонных. Эволюция тектонических структур во времени позволяет установить особенности истории тектонических движений. Для этого составляются палеотектонические карты для определенного отрезка времени или ряда последовательных отрезков времени. Сравнением этих карт с тектонической и между собой восстанавливают историю и направленность тектонических движений. Это становится возможным, так как при составлении палеотектонических карт осуществляется ретроспективная реконструкция - снимаются не только все более поздние осадочные формации, но и проявления магматизма и результаты дислокаций.
Метод стратиграфических несогласий и сравнительной тектоники используются для анализа тектонических движений разного масштаба.
Горизонтальные большеамплитудные движения проявляются в движениях литосферных плит. Они, как считает тектоника литосферных плит, выражаются в раскалывании континентальных плит, в раздвижении континетов и образовании океанов (рифтогенез), в поддвигании океанических плит под континентальные (субдукция), или их наползания на континентальные (обдукции); и, наконец, в столкновении континентов (коллизия ). Из основных понятий тектоники литосферных плит становятся ясны масштабы горизонтальных движений.
Для анализа этих движений используются три метода: метод наилучшего совмещения контуров, палеомагнитный и палеоклиматический методы.
Метод наилучшего совмещения контуров (Зоненшаин, Кузьмин,1993) впервые использован А. Вегенером, который обратил внимание на хорошее совпадение контуров Южно-Американского и Африканского континентов при их совмещении. Это он использовал для доказательства первоначального единства этих двух континентов и их раздвижения впоследствии с амплитудой, равной по размеру Атлантическому океану. В настоящее время этот метод применяют для совмещенияразличных по размерам блоков пород, которые предположительно были разорваны, раздвинуты и оказались по разные стороны океана.В 60-х годах такие совмещениявпервыебыливыполнены с использованием ЭВМ Э. Буллардом. Наибольшее распространение и эффективность этот метод получил при использовании в качестве индикаторов совмещения линейных магнитных аномалий, возникновение которых связано с инверсией магнитного поля Земли. Считается, что в истории Землисеверный и южный магнитные полюса неоднократно менялись местами. Это и зафиксировала ориентировка магнитных минералов магматических расплавов, существовавших в соответствующее время. Согласно тектонике литосферных плит линейные магнитные аномалии, возникающие в оси спрединга, были разорваны в дальнейшем на две части, раздвинуты и в настоящее время размещаются симметрично относительно спрединга. Совмещая такие одновозрастные аномалии можно осуществить реконструкцию положения континентов на момент образования аномалий.
Палеомагнитный метод (Зоненшаин, Кузьмин,1993) основан на явлении палеомагнетизма, заключающемся в соответствии ориентировки остаточной намагниченности магнитных минералов горных пород (векторов остаточной намагниченности) ориентировке силовых линий магнитного поля Земли, существовавшей во время образования горных пород. Этот метод предусматривает отбор ориентированных образцов горных пород, т. е образцов, положение в пространстве которых зафиксировано с помощью горного компаса, и измерение их остаточной намагниченности. Пересечение векторов остаточной намагниченности минералов, определенных в ориентированных образцах, взятых в разных точках литосферной плиты и принадлежащих к породам одного возраста, соответствует положению магнитного полюса, существовавшему в момент образования данных пород. Выясняется, что положение палеомагнитного полюса отличается от современного, но это следствие не движения магнитного полюса, а движения плит. Магнитный полюс согласно представления авторов метода всегда сохранял неизменным свое положение. Выявление траектории движения полюсов по палеомагнитным данным производится главным образом путем сравнения положения палеомагнитного полюса одного и того же района или одной и той же плиты для двух или нескольких интервалов геологического времени. Соединяя точки положения палеомагнитных полюсов в эти интервалы времени, получают линию или кривую перемещения полюса. В действительности движется не полюс, а плита (рис.11). Поэтому траектории перемещения палеомагнитных полюсов получили название: кривых кажущегося перемещения полюсов, или кривых кажущейся миграции полюсов. Они являются главным источником палеомагнитной информации, используемой для палеогеодинамических реконструкций. Однако для того, чтобы по положению магнитного полюса определить положение плиты в момент времени, соответствующий возрасту горных пород, из которых взяты ориентированные образцы, магнитный полюс совмещают с географическим. Причем перемещение магнитного полюса на сфере Земли осуществляют по дуге большого круга, проходящего через магнитный полюс, географический полюс и центр Земли, т.е. по меридиану - это кратчайшее расстояние между двумя полюсами на сфере Земли. Одновременно смещают на соответствующее расстояние и литосферную плиту.
Палеомагнитный метод можно использовать и для реконструкции континента, разделенного в дальнейшем на два самостоятельных (Струк. геол. и тект. плит, 1990, т.1). Для этого по остаточной намагниченности определяются синхронные магнитные полюса каждого континента. Это делают дважды для синхронных полюсов различного возраста (рис.11,а). Процедура реконструкции заключается в построении дуги большого круга, проходящего через центр Земли, стягивающей два палеомагнитных полюса (по одному для каждого континента), и прямой, делящей эту дугу пополам и перпендикулярной ей (рис.11,б). Эта операция проводится относительно каждой пары палеомагнитных полюсов. Пересечение полученных таким образом прямых определяет положение полюса (рис.11,в), вокруг которого вращались палеомагнитные полюсы, а значит, и континенты, поскольку полюс вращения у них тот же. Вращая континенты вокруг этого полюса совмещают их одновозрастные палеомагнитные полюсы и, таким образом, реконструируют континент, существовавший на момент времени возникновения палеомагнитных полюсов.
Палеоклиматический метод. Разработан В.М. Синицыным, А.С. Мониным, А. Шишковым, П.А. Ясмановым (Зоненшаин, Кузьмин, 1993). Он основан на использовании в качестве индикаторов движения плит палеоклиматических признаков. Они указывают на широтное положение литосферных плит и зафиксированы в литологии толщ осадочных пород. Индикатором положения плит в арктическом и антарктическом широтном поясах является комплекс отложений, представленных гляциоморенными отложениями и тиллитами. В поясах умеренного тропического климата надо отличать области гумидного умеренного климата, зафиксированные бурыми углями, и аридного климата с красноцветными континентальными озерно-аллювиальными отложениями, а также эвапоритами. В поясах тропического и экваториального климата образуются карбонатные толщи, коралловые рифы. Экваториальный пояс с гумидным климатом фиксируется каменными углями паралического происхождения и бокситами. Аридный климат в тропическом поясе приводит к образованию молодых фосфатоносных залежей, хотя одним из главных условий их образования является обстановка апвеллинга - подъема богатых кислородом, более глубинных и более холодных слоев морской воды к поверхности, что способствует повышению ее биологической продуктивности. Изменение литологии в разрезах осадочных толщ свидетельствует о перемещении данной точки литосферной плиты из одной климатической зоны в другую, о миграции континентов между климатическими зонами.
Рис. 11. Схемы определения полюса вращения по палеомагнитным данным и реконструкции континентов с помощью вращения (Струк. геол и тект. плит 1990, т. I, рис.12):
а – схема размещения континентов и их палеомагнитных полюсов 1,2 и 1,3 млрд. лет назад; б – схема построения полюса вращения; в – схема реконструкции континента вращением
Для анализа, как большеамплитудных, так и малоамплитудных горизонтальных и вертикальных палеотектонических движений, используется палинспастический метод. Этот метод разработан американским геологом Дж. М. Кеем в 1937 г. (Косыгин,1983). В нашей стране его применение связано с именами И.Б. Борукаева и О.А. Щербакова. Суть метода заключается в реконструкции строения земной коры, существовавшего до воздействия деформаций. Реконструкция осуществляется путем воображаемого возвращения блоков пород, разделенных на карте разломами и смятых в складки, в первоначальное положение. Собственно в переводе с английского языка palins- pastic означает - назад, в прошлое. Такое возвратное движение позволяет определить кинематику разломов, т.е. движение блоков пород по разлому, которое привело к тому, что имеется сейчас, или определить направление усилий и движений, приведших к складчатым деформациям, или того и другого вместе. При использовании палинспастического метода кинематика разломов определяется по направлению смещения висячего крыла разлома относительно лежачего по вертикали и направлению смещения крыльев относительно друг друга по горизонтали. К признакам, позволяющим установить направление относительного перемещения крыльев по горизонтали, относятся следующие: 1) направление смещения контактов толщ (пород, фаций, формаций, формационных комплексов) по разлому; 2) особенности размещения интрузивных тел по разлому; 3) особенности размещения гидротермально измененных пород по разлому; 4) направление смещения осей складок; 5) направление смещения гравитационных, магнитных аномалий; 6) направление смещения речных долин.
Особо следует остановиться на методе определения направления смещения по особенностям размещения магматических тел в разломе. Прямолинейных разломов не бывает. Разломы всегда волнисты. При смещениях по разлому волнистость разломов приводит к тому, что одни их части оказываются зажатыми, другие - разгруженными (приоткрытыми). В разгруженные части и устремляется магма. По заполненным магматическим веществом частям разлома можно определить направление смещения крыльев разлома. Можно легко представить (рис.12; 13), в каком направлении должны были переместиться крылья, чтобы в эти части разлома проникла магма.
Рис. 12. Процесс образования волнистости разломов при левом сдвиге по стадиям (на модели М.В.Гзовского (Белоусов,1962, рис.201) и определение кинематики разлома по размещению «приоткрытых» (черное) его частей
Подобным же образом определяется смещение по разлому с помощью анализа размещения гидротермально измененных пород. Вертикальные смещения по разлому можно установить: во-первых, по соприкосновению вдоль разлома стратифицированных толщ (пород, фаций, формаций), размещение которых на одном гипсометрическом уровне невозможно в силу их возраста или условий образования; во-вторых, по смещению шарниров и пород в крыльях складок на карте. Первый способ в пояснениях не нуждается. При определении направления вертикального смещения крыльев разломов по смещению пород в плане учитывается соотношение формы залегания пород с разломами. При этом могут быть следующие случаи:
Рис.13. Схема образования кулисообразных трещин при правом сдвиге (а) и такие же трещины в природе, заполненные кварцем (б)
- у продольных разломов, параллельных простиранию наклонных слоев (рис.14, а), приподнятым является то крыло, видимое горизонтальное смещение в котором происходит на карте в направлении падения слоев. Это так называемое правило "пяти П": приподнятый пласт перемещается по пад