Внутреннее строение и неоднородности Земли

Внутреннее строение и неоднородности Земли

Контрольная работа

Внутреннее строение и неоднородности Земли

Современные представления о внутреннем строении и составе вещества Земли получают на основании изучения и интерпретации главным образом таких геофизических полей, как поле силы тяжести, геомагнитное, электромагнитное и сейсмическое поля. Эти поля создаются либо непосредственно физическими неоднородностями и динамикой глубинного вещества, либо являются откликом (реакцией) последних на внешние или внутренние естественные или искусственные воздействия. Каждое поле обусловливается только ему присущими физическими характеристиками вещества: поле силы тяжести связано с плотностью, геомагнитное поле - с намагниченностью, электромагнитное поле - с электропроводностью и сейсмическое поле - с упругими свойствами вещества. Геофизики располагают теорией поля, аналитически описывающей связь полей с физическими характеристиками и формой возмущающих объектов (тел). Это инструмент геофизика, с помощью которого по наблюденным геофизическим полям дается оценка особенностей внутреннего строения Земли с различной степенью детальности - от характеристики структуры крупных оболочек Земли до определения параметров тех или иных месторождений полезных ископаемых.

В данном разделе рассмотрим общую картину внутреннего строения Земли и дадим краткую характеристику глубинного строения территории Беларуси и сопредельных областей.

Сначала определимся с фигурой Земли. Под фигурой Земли в настоящее время понимают тело, поверхность которого совпадает с невозмущенной ветровыми течениями и приливными явлениями поверхностью мирового океана и сообщающихся с ним морей, продолженная под континенты по закону эквипотенциальной поверхности. Эту фигуру называют геоидом. Масса геоида, моменты инерции и скорость его вращения равна соответствующим величинам для Земли в целом.

В научных и практических исследованиях геоид аппроксимируется гидростатически равновесным однородным эллипсоидом вращения, а поверхность геоида характеризуется отклонениями (ундуляциями) ее от поверхности эллипсоида. Эти отклонения (высоты геоида) составляют десятки метров (от +86 до -105 м); на территории Беларуси - от 24 до 35 м. Они (высоты) связаны с крупными плотностными неоднородностями вещества в основном в верхних оболочках Земли и характеризуют отклонения реальной Земли от гидростатически равновесного состояния.

В целом Земля как физический объект обладает массой 5,98×1027 г, ее средний радиус равен 6371 км, средняя плотность вещества 5,52 г/см3, среднее ускорения силы тяжести на земной поверхности равно 981 Гал (см/с2), центробежное ускорение на экваторе составляет -3,4 Гал, а сжатие 1:298,3. Земля как магнитный диполь создает геомагнитное поле интенсивностью от 33 000 нТл на экваторе до 66 000 нТл на полюсах. На территории Беларуси модуль полного вектора геомагнитного поля в среднем равен 50 000 нТл.

Твердая Земля включает: земное ядро радиусом 3400-3500 км, его мантию толщиной около 2850 км и тонкую земную кору, покрывающую мантию (рис.3.1).

Земное ядро. Верхняя граница ядра зафиксирована на глубине 2870-2920 км по записям упругих колебаний, вызванных глубокими землетрясениями: поперечные сейсмические волны затухают в земном ядре, а продольные волны резко уменьшаются в 1,7 раза (рис.3.1, 3.2). Ядро подразделяется на внутреннее эффективно жесткое ядро радиусом 1200-1250 км, промежуточное и внешнее эффективно жидкое ядро толщиной около 1900 км, разделенные переходной зоной толщиной 300-400 км. Плотность вещества в центре Земли около 13-14 г/см3, на нижней границе внешнего ядра 11,4-12,3 г/см3, а на границе «ядро-мантия» - 9,5-10,1 г/см3. Масса земного ядра составляет 31-32% от общей массы Земли. Фигура поверхности ядра неравномерно отклоняется от фигуры эллипсоида вращения: от -4 до +6 км, при этом для территории Беларуси это отклонение примерно +2 км.

Теоретическая геофизика полагает, что конвекция вещества во внешнем ядре возбуждает основное магнитное поле Земли, а перемещения внутреннего ядра относительно внешнего создают вековые вариации геомагнитного поля.

Что касается состава вещества земного ядра, то теоретические и экспериментальные исследования свойств химических связей железа при высоких давлениях, а также данные о плотностях вещества и скоростях прохождения сейсмических волн через ядро позволяют утверждать, что внешнее ядро состоит из окиси одновалентного железа Fe2O, а внутреннее - из железо-никелевого сплава Fe0,9×Ni0,1. Промежуточный между ними слой - сульфидный FeS.

Мантия Земли - это оболочка, накрывающая земное ядро (рис.3.1, 3.2). Ее нижняя граница находится на глубине 2870-2920 км, а верхней границей является поверхность Мохоровичича (сокращенно Мохо или М), она же - подошва выше расположенной земной коры. Граница Мохо фиксируется скачком скоростей сейсмических волн от 7,8-7,9 км/с в земной коре до 8,0-8,2 км/с на глубинах 35-60 км в платформенных областях и 10-20 км - под океанами.

Мантия состоит из следующих оболочек (сверху-вниз): верхняя мантия до глубин 400 км, слой Голицина от 400 до 1000 км, нижняя мантия до кровли земного ядра (т.е. до глубин примерно 2900 км). В верхней мантии под океанами и в ряде регионов под континентами выделяется астеносферный слой или слой Гутенберга, характеризующийся резким понижением скоростей распространения сейсмических волн на общем фоне монотонного увеличения их с глубиной (рис.3.3). На территории Беларуси и в смежных регионах этот слой зафиксирован на глубинах 100-200 км и имеет мощность примерно 30-100 км. По современным геофизическим данным в мантии выделяется несколько геосфер.

По оценкам геофизиков плотность вещества мантии, в целом увеличиваясь с глубиной, тем не менее имеет сложную картину возрастания: в верхней мантии, исключая астеносферу, где плотность скачком изменяется от 3,4 до 3,1 г/см3, плотность увеличивается от 3,2-3,4 г/см3 до 3,63-3,70 г/см3; затем в слое Голицина она резко возрастает до 4,55-4,65 г/см3, и далее в нижней мантии ее значения повышаются до 5,53-5,66 г/см3 практически с тем же градиентом, что и в верхней мантии (рис. 3.1, 3.2).

Состав современной мантии, масса которой составляет 67,8% от общей массы Земли, оценивается как силикатный, причем в среднем одинаковый и для верхней и для нижней мантии - 45,7% SiO2 и 38,4% MgO, и близок к океаническим лерцолитам. Средняя вязкость вещества мантии 1022-1024 Па×с, в астеносфере она уменьшается до 1019-1020 Па×с. Теоретические оценки показывают, что на границе «мантия-ядро» вязкость вещества резко падает почти до единиц.

Земная кора. Это самый верхний слой твердой Земли. Он включает (сверху-вниз) осадочный (платформенный) чехол, кристаллический фундамент («гранитно-метаморфический» слой), средний - «диоритовый» слой и нижний - «базальтовый» слой. Как ранее отмечалось, подошвой земной коры является сейсмическая граница Мохо. На материках эта граница залегает на глубинах в среднем 40±10 км, а под океанами - 15±5 км. На рис. 3.4 приведена карта рельефа поверхности Мохо (мощности земной коры) территории Беларуси и смежных областей, построенная по материалам глубинных сейсмических и магнитотеллурических зондирований, гравитационному и магнитному полям.

Земная кора Беларуси и смежных регионов имеет сложное слоисто-блоковое строение. Четыре ее основных слоя существенно различаются по составу, мощности и физическим свойствам. Границы между слоями установлены по значениям скоростей распространения сейсмических волн: кровля «гранитно-метаморфического» слоя (кристаллического фундамента) характеризуется значениями 5,0-5,5 км/с, кровля «диоритового» слоя примерно 6,4 км/с, кровля «базальтового» слоя 6,8 км/с, его подошва - 7,8-7,9 км/с, поверхность Мохо - около 8,0-8,2 км/с. В основном скорости сейсмических волн с глубиной увеличиваются.

Блоки земной коры разделяются глубинными разломами мантийного заложения и характеризуются различными соотношениями мощностей основных слоев (исключая платформенный), мощностью земной коры в целом и распределением физических характеристик. Выделяют семь основных и несколько промежуточных типов строения земной коры.

Тип А характеризуется следующими параметрами: мощность нижнего слоя (b) существенно больше мощности среднего (d) и верхнего (g) слоев, b>>d, b>>g; значительная мощность земной коры (более 55 км); граница Мохо образует крупную впадину с амплитудой порядка 15 км; высокая намагниченность вещества нижней части земной коры - более 4,5 А/м, плотность 2,95-3,05 г/см3.

Тип В: b>d, b>g; мощность земной коры около 55 км; граница Мохо - впадина (амплитудой около 10-12 км) с горстообразной локальной структурой в центральной части; существенная намагниченность вещества нижней части коры (около 4,0 А/м), плотность 3,00-3,15 г/см3.

Тип С: b»d, b»g; мощность земной коры около 50 км; граница Мохо имеет ступенчатый характер с амплитудами до 15 км; намагниченность вещества нижней части коры средняя - около 3,0 А/м, плотность 2,82-2,97 г/см3.

Тип D: b<d, b<g; мощность земной коры около 45 км; граница Мохо субгоризонтальная, пологая, возможны ступени не более 5 км; намагниченность вещества нижней части коры умеренная - около 2,0 А/м, плотность 3,00-3,10 г/см3.

Тип Е: b<<d, b<<g; мощность земной коры меньше 40 км; граница Мохо - поднятие с амплитудой 8-10 км; намагниченность вещества нижней части коры слабая - до 0,5 А/м, плотность около 3,00 г/см3.

В ряду ApBpCpDpE особенно примечательно закономерное уменьшение мощности земной коры от 57±6 км до 38±2 км, а также уменьшение мощности нижнего слоя от 31±4 км до 5-7 км. Форма рельефа Мохо последовательно переходит от крупных впадин с амплитудой 15-20 км через сложные структуры к устойчивым поднятиям с амплитудой 8-10 км. Закономерно изменяется соотношение мощности нижнего и среднего слоев: для типа А мощность нижнего слоя существенно больше мощности среднего слоя, для типа С они выравниваются, а для типа Е мощность среднего слоя превышает мощность нижнего слоя. Намагниченность вещества нижней части коры закономерно уменьшается от 4,5 А/м до 0,5 А/м.

Кроме этого, выделены два внесистемных типа земной коры. Тип аномальной коры F, коры со слоем “коро-мантийной смеси”. Он характеризуется примерно равными мощностями верхнего, среднего и нижнего слоев коры и двумя границами Мохо, залегающими на глубинах 50-53 км (раннего формирования) и 35-40 км (более позднего формирования). Тип G коры шовных зон. Его параметры: мощность коры 40-55 км, мощности нижнего и среднего слоев примерно одинаковы (с некоторым преобладанием мощности среднего слоя), ступени в рельефе Мохо с амплитудой 5-15 км, намагниченность нижних слоев коры до 5 А/м и более, плотность - до 2,95-3,07 г/см3.

На рис.3.5 представлена карта районирования земной коры Беларуси и соседних регионов по типам ее глубинного строения в сочетании с рельефом поверхности Мохо.

Анализируя эти материалы с планом современных тектонических элементов (рис.3.6), можно отметить, что Оршанская впадина совпадает с крупной впадиной в рельефе Мохо на глубине около 55 км. Восточная часть Белорусской антеклизы характеризуется относительно приподнятым залеганием границы Мохо на глубинах 45-46 км, а центральная - до 55 км. Полесская седловина по поверхности Мохо в широтном направлении также носит характер седловины. В Припятском прогибе выделяются две поверхности Мохо. Нижняя, более древняя граница характерна для всей Беларуси, а верхняя, более молодая граница фиксируется на глубинах 35-40 км, а в Подлясско-Брестской впадине - на глубинах 46-47 км. В Белорусско-Литовском геоблоке четко вырисовываются западная и центральная системы крупных линейно-вытянутых поднятий поверхности Мохо северо-восточного простирания с глубиной 45-47 км. Они разделены впадиной в рельефе Мохо до 55 км и более. Латвийской седловине отвечает крупное поднятие поверхности Мохо, протягивающееся в северо-западном направлении.

В отличии от верхнего и среднего слоев земной коры, мощность нижнего слоя варьирует довольно в широких пределах - от 5-10 до 30-32 км.

Литосфера и астеносфера. В геологии и геофизике, помимо рассмотренных выше основных оболочек твердой Земли, рассматривают еще две геосферы: литосферу и тектоносферу. Под литосферой понимают земную кору и верхнюю часть верхней мантии до слоя Гутенберга, т.е. до астеносферы. Это связано с представлением о существенном влиянии на формирование земной коры и, прежде всего, на ее верхнюю часть - геологическую среду - тектонофизических процессов, происходящих на подошве литосферы в астеносфере, в слое, где происходит главная трансформация притока глубинного тепла в физико-химические и физико-механические процессы, обусловливающие формирование и развитие земной коры и многих видов месторождений полезных ископаемых.

Развивая эту мысль о влиянии глубинных процессов на формирование земной коры, в последние десятилетия, в связи с фиксированием гипоцентров землетрясений на самых больших глубинах порядка 700-800 км, введено понятие «тектоносфера» как верхней оболочки Земли до глубин 700-800 км, где происходят наиболее важные для земной коры активные тектонофизические процессы.

Астеносферный слой, как слой с относительно малым пределом текучести, контролирующий процесс постепенного (относительно медленного) приближения верхней твердой оболочки (литосферы) к состоянию гидростатического равновесия (изостазии), выделен как канал с пониженной на 0,3-0,4 км/с скоростью распространения сейсмических волн на фоне общего увеличения скоростей с глубиной. Вещество слоя является пластическим, слабо сопротивляющимся сдвиговым напряжениям, обладающим невысоким пределом прочности, могущим деформироваться (течь) под действием малых избыточных давлений и характеризующимся относительно пониженной вязкостью 1019-1020 Па×с под океанами и 1020-1021 Па×с под континентами. С геофизической точки зрения астеносфера есть идеальная вязкая ньютонова жидкость. Литосфера же - упруго-пластичное, упруго-хрупкое тело, обладающее высоким значением предела прочности.

Астеносферный слой установлен в северо-восточной части Украинского щита на глубине около 200 км, под Тиманским кряжем (60-80 км), в юго-западной части Балтийского щита (60-110км), под каледонидами островов Великобритании и Ирландии (60-180 км), под Северным морем (90-190 км), под каледонидами Норвегии (120-215 км), для таких герцинских и альпийских регионов Европы, как герциниды Испании (80-180 км), зона Вранча (60-190 км), ороген центральной части Испании (100-210 км), Атлас-Бетские горы (110-190 км), Балеарская впадина (60-200 км), Каталония (100-250 км), Западные Альпы (80-210 км), Восточные Карпаты (30-160 км), Рейнский грабен (90-220 км), Паннонский массив (40-180 км) и в других областях. Отмечается высокое гипсометрическое положение кровли астеносферного слоя, его наибольшие мощности в областях большинства зон активизации, характеризующихся интенсивным мантийным тепловым потоком.

Для территории Беларуси и прилегающих регионов построены карты мощностей литосферы и астеносферы (рис.3.7, 3.8) по материалам глубинных сейсмических зондирований (рис.3.9) и гравитационному полю. Наблюдаются следующие закономерности в мощностях литосферы и астеносферы. Для крупных положительных структур (южная часть Балтийского щита, Белорусская антеклиза, Украинский щит и разделяющие их седловины) характерны мощная литосфера (до 190-220 км) и тонкая астеносфера (до 20-40 км). Наоборот, к основным отрицательным структурам приурочены тонкая литосфера и толстая астеносфера: Припятский прогиб (соответственно до 100 и 130 км). Оршанская впадина (до 140-160 и 50-90 км), Балтийская синеклиза (до 160-180 и 50-70 км). Это свидетельствует о том, что распределение современных мощностей литосферы и астеносферы установилось главным образом в течение платформенного этапа развития Восточно-Европейского кратона. Особенно существенное воздействие на утоньшение литосферы оказали процессы растяжения и преобразования вещества литосферы и астеносферы в результате рифейско-ранневендского (Оршанская впадина) и палеозойского (Припятский прогиб) рифтогенеза.

Тектоническая обстановка Беларуси. О строении фундамента Восточно-Европейской платформы до сих пор нет единой точки зрения. По мере накопления фактических геолого-геофизических материалов и изменения взглядов о докембрийской истории развития Земли менялись и представления о строении фундамента Восточно-Европейской платформы, что хорошо можно видеть из рассмотрения карт фундамента Восточно-Европейской платформы на трех изданиях Международной тектонической карты Европы, Карте тектоники докембрия континентов и других, а также многочисленных публикаций на эту тему.

В настоящее время наиболее популярной схемой строения фундамента Восточно-Европейской платформы является схема С.В.Богдановой, которая выделила в фундаменте Восточно-Европейской платформы три крупнейших сегмента: Фенноскандинавский, Сарматский и Волго-Уральский, разделенные сутурными зонами (см. рис.3.6). По её мнению, последние унаследованы основными рифейско-ранневендскими авлакогенами (Волыно-Оршанско-Крестцовским, Среднерусским, Пачелмским). Волго-Уральский и Сарматский сегменты сложены в основном архейской корой, Фенноскандинавский - главным образом раннепротерозойким комплексом

Существует в значительной степени альтернативная точка зрения о строении фундамента Восточно-Европейской платформы. Проанализировав пространственное размещение структурно-вещественных комплексов раннего докембрия Восточно-Европейской платформы, Н.В.Аксаментова пришла к выводу, что одной из наиболее характерных особенностей строения кристаллического фундамента Восточно-Европейской платформы является субмеридиональная ориентировка главных структурных элементов и их в основном симметричное расположение: наиболее древние гранулитовые и гнейсо-амфиболитовые комплексы преобладают в западной Прибалтийско-Белорусско-Западноукраинской геоструктурной области и в восточной - Волго-Уральской. Они разделены более молодым позднеархейско-раннепротерозойским гранит-зеленокаменным Карельско-Курско-Криворожским суперпоясом. В его пределах развиты наиболее полные и мощные разрезы отложений верхнего архея и нижнего протерозоя, в то время как на соседних с запада и востока областях синхронные по возрасту комплексы либо совсем отсутствуют, либо распространены на ограниченной площади.

Главное отличие западной геоструктурной области от восточной состоит в том, что в первой из них фундамент в конце раннего-начале позднего протерозоя претерпел существенную переработку, в связи с чем большинство цифр изотопного возраста находятся на уровне 1900-1700 млн. лет, полученных для пород независимо от их состава и действительного возраста.

До сих пор остается спорным вопрос, действовал ли механизм тектоники плит уже в раннем протерозое. В этом отношении весьма убедительные данные получены по сейсмическому профилю BABEL (“Baltic and Bothien echoes from the Lithosphere” - The Babel Project (1992). Профиль проведен вдоль шведского и финского берегов по Ботническому заливу и Балтийскому морю и пересекает сутурную зону между двумя субсегментами Фенноскандинавского сегмента: более древнего архейского Беломорско-Карельского и более молодого в основном раннепротерозойского Балтийско-Белорусского.

На северо-западной окраине Сарматского сегмента, по материалам бурения и другим геолого-геофизическим данным, выделен Осницко-Микашевичский вулкано-плутонический пояс, который протягивается полосой шириной 100-150 км северо-восточного простирания от северо-западного угла Украинского щита и линии Тейссейра-Торнквиста через южную часть Беларуси и далее за ее пределы в Брянскую, Смоленскую и Калужскую области России, общей протяженностью более 650 км. Он ограничен глубинными разломами - Стоходско-Могилевским на северо-западе и Пержанско-Суражским на юго-востоке. Большая часть пояса перекрыта рифейскими и нижневендскими отложениями Волыно-Оршанского прогиба.

Осницко-Микашевичский пояс - уникальный тектонический элемент фундамента Восточно-Европейской платформы. Пояс сложен наиболее молодыми различными по составу и условиям формирования магматическими комплексами, не претерпевшими существенного регионального метаморфизма. Пояс дискордантно наложен на более древние полиметаморфические комплексы фундамента архея-раннего протерозоя. В пределах пояса выделяются формации, последовательная смена которых от метагаббро-диабазовой с возрастом от 2100-2000 млн.лет до субщелочной габбро-долеритовой (1700 млн. лет) отражает длительную (около 400 млн. лет) и многостадийную историю развития пояса. Н.В.Аксаментова считает пояс внутриконтинентальной структурой, образовавшейся в результате коллизии континентальных блоков.

С.В.Богданова и ее коллеги относят этот пояс к пограничной структуре - окраинно-континентальному вулкано-плутоническому поясу, который возник на краю архейского Сарматского континента в результате субдукции океанской коры. Вряд ли вулкано-плутонический пояс такого ранга мог возникнуть без участия процесса субдукции океанской коры под окраинную область обширного Сарматского континента. Ко времени 1.85 млрд. лет континентальная кора Фенноскандии уже была сформирована и субдукция сменилась коллизией континентальных сегментов Сарматии и Фенноскандии, окончательное соединение которых в общий блок фундамента произошло около 1.7 млрд. лет тому назад.

На месте стыка этих сегментов сформировалась Центрально-Белорусская (Смолевичско-Дрогичинская, по И.В.Найденкову) зона, расположенная между Стоходско-Могилевским и Кореличским разломами. Эта зона представляет собой белорусский отрезок более протяженной - свыше 600 км (вплоть до зоны Тейссейра-Торнквиста) Фенноскандинавско-Сарматской сутурной зоны. Центрально-Белорусская зона имеет очень сложное строение: она состоит из серии клиновидных блоков разновозрастных метаморфических и магматических комплексов, разбитых разно ориентированными разломами. Вдоль западного края зоны протягивается узкая полоса так называемой рудьмянской серии (породы гранулитовой фации: амфиболитовые гнейсы, кальцифиры, кристаллические сланцы, пироксенолиты, мраморы и др.), далее - породы околовской серии (гнейсо-сланцевый комплекс). По геолого-петрологическим и геохимическим особенностям породы обеих толщ принадлежат островодужной ассоциации. Среди магматических образований наиболее примечательны породы русиновского комплекса (диабазы, метадиабазы, метагаббродиабазы, габброиды, горнблендиты), которые по геохимическим характеристикам близки к офиолитовым ассоциациям океанского дна. По поверхности Мохо Центрально-Белорусская зона характеризуется в целом линейно вытянутым в северо-восточном направлении поднятием, которое залегает в центре зоны, соответствующей Минскому гранулитовому массиву, на глубинах порядка 48 км, а на юго-западной и северо-восточной его оконечностях - на глубинах 50-55 км.

Формирование вещества и структуры земной коры шло вдоль зоны неодинаково: на одних участках породы в зоне сближения подвергались деформациям типа изгиба пластов, на других они под влиянием горизонтальных давлений растрескивались и разрушались, образовывались разломы, по которым в результате процессов магматизма в верхней коре внедрялись породы разного состава, на третьих деформации проявлялись в виде надвигов. Все это разнообразие картины напряженно-деформированого состояния земной коры Центрально-Белорусской зоны дало основания предложить геологическую модель формирования этой зоны как сутуры, по которой шла субдукция океанской коры под Сарматский континент, а затем коллизия Фенноскандии и Сарматии. Возможно, что по субдукционной зоне в позднем девоне шло формирование пологого сквозькорового срыва (детачмента), который в южной части Припятского палеорифта пересекает поверхность Мохо и погружается в верхнюю мантию.

Таким образом, согласно современным тектоническим представлениям на территории Беларуси в докембрии произошло уникальное геологическое событие - столкновение трех крупных плит-геосегментов - Сарматского, Фенноскандинавского и Волго-Уральского, ныне образующих Восточно-Европейский кратон. Зона столкновения четко выражена Центрально-Белорусской шовной зоной и Витебским гранулитовым массивом. Глубокое изучение этого тектонического феномена практически началось в 90-х годах прошлого столетия, когда были выполнены комплексные геолого-геофизические исследования по профилю «Варена-Несвиж-Выступовичи» в рамках международного проекта EUROBRIDGE.

К настоящему времени на основе комплексной интерпретации геофизических данных тектоническая картина земной коры на территории Беларуси может быть представлена Литовско-Белорусским геоблоком, ограниченным на севере и юге субширотными поясами разломов соответственно Полоцко-Курземским и Припятско-Брестским. Центральная же часть этого геоблока представлена Центрально-Белорусской шовной зоной северо-восточного простирания и Витебским массивом субмеридионального простирания. Имеются геофизические данные, дающие основания предполагать, что в процессе формирования такой архитектуры кристаллического фундамента Беларуси по Полоцко-Курземскому и Припятско-Брестскому линеаментам имел место горизонтальный сдвиг Литовско-Белорусского блока в позднем протерозое.

Анализ тектонической и геофизической картины территории Беларуси показывает, что в силу отмеченных выше условий формирования земной коры структура и геодинамика формирования литосферы в Белорусском регионе носит специфический, аномальный характер по отношению к смежным областям Восточно-Европейского кратона.

Приуроченность к территории Беларуси зоны сочленения трех крупнейших сегментов земной коры Восточно-Европейского кратона - Фенноскандинавского, Сарматского и Волго-Уральского - является благоприятной предпосылкой для формирования рудоконтролирующих и рудоконцентрирующих зон. И прежде всего в зоне сочленения Фенноскандии и Сарматии.

Разломная тектоника. Особенности тектонического развития территории Беларуси определили рисунок разломов в фундаменте и в платформенном чехле. Рассмотрим ведущие глубинные разломы в консолидированной коре Беларуси.

В Геологическом словаре (1973, с.175-176) глубинные разломы определены как «зоны подвижного сочленения крупных блоков земной коры и подстилающей части верхней мантии, обладающие протяженностью до многих сотен и тысяч километров при ширине, достигающей иногда нескольких десятков километров. Продолжительность развития и существования глубинных разломов очень значительна и измеряется периодами и эрами… На поверхности зоны глубинных разломов проявляются сгущением субпараллельных разрывных нарушений, образующих сложные системы - пояса глубинных разломов. Иногда в зонах глубинных разломов происходят надвиги и возникают покровная и чешуйчатая структуры. В развитии глубинных разломов особо важную роль играет магматизм. Наиболее характерны пояса основных и ультраосновных пород и развитых по ним серпентинитов. К глубинным разломам часто приурочиваются интрузии гранитоидов и вулканические излияния. Глубинные разломы древних платформ принадлежат обычно к типу закрытых (слепых) и нарушают только фундамент, проявляясь в платформенном чехле в усилении платформенных складчатых дислокаций (валы, плакантиклинали, флексуры). Глубинные разломы активизированных платформ проявляют себя образованием авлакогенов, грабенов, рифтовых систем».

Многие исследователи разделяют глубинные разломы на проникающие в верхнюю мантию, и на коровые, затухающие в пределах земной коры. По глубине их проникновения различают сверхглубинные разломы, зарождающиеся в слое D мантии, т.е. на глубине 400-700 км; среднеглубинные разломы, пересекающие астеносферу и достигающие глубины 100-300 км; подкоровые (сквозькоровые) глубинные разломы, проникающие в верхнюю мантию и могущие достигать кровли астеносферы. Коровые разломы подразделяют на два типа: верхнекоровые - те разломы, которые развиты только в осадочном чехле и гранито-метаморфическом слое; глубокие коровые - разломы, проникающие вплоть до низов земной коры.

По кинематике глубинные разломы разделяют на глубинные сбросы, взбросы, надвиги, раздвиги.

Понимая разломы как геологические тела, их рассматривают как зоны дислокационного метаморфизма и как зоны геохимических изменений рудных концентраций или размещения магматических тел.

Глубинные разломы обладают тремя главными свойствами: большой протяженностью, значительной глубиной заложения, длительностью и многофазностью развития, нередко с переменой знака перемещения по разрыву. Кроме того, как правило, глубинные разломы разделяют крупные блоки (глыбы) коры, существенно отличные по истории и режиму движений.

Многие разломы достаточно уверенно проявляются в геофизических полях. Существенное растрескивание, нарушенность сплошности «разлом-тела» в процессе тектонической деятельности приводит к разуплотнению вещества зоны разлома, к рассеиванию магнитообразующих минералов. Поэтому над разломом часто наблюдают полосовые отрицательные гравитационные и магнитные аномалии линейного характера. Возможное проявление интрузивной деятельности в прибортовых зонах разломов обусловливает узкие линейно вытянутые положительные или отрицательные полосовые гравитационные и магнитные аномалии вдоль бортов разлома. При отсутствии прибортовых интрузивных тел зона разлома выражается резкими гравитационными ступенями и полосовыми магнитными аномалиями. Цепочки магматических тел создают систему линейно выдержанных по простиранию разлома локализованных гравитационных и магнитных аномалий.

Высокая трещиноватость и обводненность «разлома-тела» обусловливают благоприятные условия для высокой проводимости электрического тока: над такого рода разломами наблюдают полосовые аномалии проводимости, связанные с понижением в «разломе-теле» удельного электрического сопротивления горных пород..

В волновом сейсмическом поле разломы проявляются нарушением корреляции волн от сейсмических границ раздела сред, появлением дифрагированных волн, потерей отражений, смещением фаз осей синфазности во времени, аномально резко происходит затухание преломленных волн, возникают сложные интерференционные явления. Проявления разломов в сейсмическом разрезе характеризуется сменой по латерали скоростей сейсмических волн, изменением картины отражающих площадок (их количества и углов наклона), резким смещением по вертикали или даже пропаданием сейсмических границ раздела и, прежде всего, границы Мохо, появлением пластов с аномальными сейсмическими характеристиками и т.п.

По данным главным образом геофизики для территории Беларуси была составлена карта разломов консолидированной литосферы территории Беларуси (рис.3.10), которые имеют самые различные направления, ранг, глубинность, размер, кинематику и т.д.

Как видно из рис.3.10, на территории Беларуси выделяется несколько систем разломов консолидированной коры, различающихся не только пространственной ориентировкой, но и временем заложения и длительностью развития. Преобладающее распространение в фундаменте Беларуси имеют разломы субмеридионального, северо-восточного, северо-западного и субширотного простираний.

Разломы субмеридионального направления

На схеме размещения разломов литосферы Беларуси отчетливо видно, что разломы этого направления укладываются в две разобщенные системы: север-северо-восточную и север-северо-западную, проявленные соответственно в Фенноскандинавском и Сарматском сегментах Восточно-Европейского кратона. В узкой полосе между двумя этими мегаблоками, которая соответствует Центрально-Белорусскоой шовной зоне, большинство разрывных нарушений также имеют субмеридиональные простирания, но все же более тяготеющие к простиранию структур в Фенноскандинавском сегменте.

Разломы север-северо-западного направления выделены преимущественно в Витебском гранулитовом блоке на северо-востоке Беларуси.

Разломы северо-восточного направления

Разломы этого направления можно подразделить на две группы: собственно северо-восточного плана и северо-восточного-субширотного плана.

Первая группа - это разломы, преимущественно развитые в Центрально-Белорусской зоне и возникшие в процессе становления этой сутурной зоны в раннепротерозойское время.

Эта группа разломов в основном занимает секущее положение по отношению к структурам гранулитовых областей и тесно связана с формированием Центрально-Белорусской сутурной зоны при состыковке Фенноскандинавского и Сарматского сегментов коры.

Вторая группа - разломы северо-восточного-субширотного простирания. Они развиты преимущественно в южной и юго-восточной частях Беларуси и связаны, в основном, с Осницко-Микашевичским магматическим поясом.

Разломы северо-западного простирания на территории Беларуси группируются в несколько зон. Каждая из таких зон является системой сближенных прерывистых разломов типа сбросов-сдвигов протяженностью от первых десятков километров до 150-180 км. Ширина зон находится в пределах от первых километров до 50-70 км при общей длине до 500 км и более.

Наиболее протяженным является Берестовецкий разлом, протягивающийся от северного склона Украинского щита по направлению Столин-Ивацевичи-Волковыск-Гродно и далее за пределами Беларуси вплоть до Куршского залива. С юго-востока через центральные районы Беларуси в северо-западном направлении прослеживается Ошмянская зона разломов.

Разломы субширотного направления

представлены на территории Беларуси весьма широко, хотя и с разной степенью выраженности в геофизических полях. По геолого-геофизическим признакам почти все субширотные нарушения можно объединить в три крупные зоны: Полоцко-Курземскую, Центральную и Припятско-Брестскую. Первая и последняя из этих зон обособляют в центре Беларуси блок геофизической однородности (Белорусско-Литовский тектонический мегаблок). Структура гравитационного и магнитного полей, в нем резко отличается от областей севера и юга

Полоцко-Курземский пояс разломов ограничен протяженными краевыми разломами: на севере - Лиепайско-Лохновским, а на юге - Неманско-Полоцким. В намеченных пределах пояс разломов вытянут в широтном направлении от побережья Балтийского моря почти на 800 км на восток при ширине 120-180 км. Полоцко-Курземский пояс можно рассматривать как структуру растяжения, сформировавшуюся одновременно со всей системой рифейских рифтовых структур Восточно-Европейской платформы, которые были заложены в области сочленения Фенноскандинавского, Сарматского и Волго-Уральского сегментов земной коры. В этой системе Полоцко-Курземский пояс является продолжением в западном направлении грабенов субширотной Московско-Гжатской и Тверской ветвей грабенов палеорифтовой системы.

В центре Беларуси прослеживается широтная Центральная система сближенных разрывных нарушений. Она намечается на участке от северных районов Польши и далее через Гродно-Новогрудок-Смиловичи выходит на Кричевскмй и Южно-Кричевскмй разломы на востоке Беларуси. Центральная система фиксируется в полосе шириной около 30-50 км серией редких прерывистых дизъюнктивов с относительно небольшой протяженностью. На западе, в северной Польше эта система контролируется массивами рапакиви, габбро-анортозитов, Элкским субщелочным массивом и телами карбонатитов, которые характерны для зон омоложения. Пересекая структуры фундамента, разломы этой системы разрывают и сдвигают разновозрастные комплексы докембрийского фундамента. Это свидетельствует о процессах активизации, протекавших вдоль этой зоны, но в пределах значительно более широкой полосы.

Припятско-Брестская субширотная система разрывных нарушений является долгоживущей и активной на протяжении многих этапов геологической истории. Она протягивается вдоль северного склона Украинского щита и рассматривается в границах Северного и Южного краевых разломов Припятского грабена, Ляховичской зоны разломов на севере и широтных разрывных нарушений, образующих Ратновский горст на юге. В эту же систему следует отнести находящийся к югу от Припятского грабена Полесский широтный разлом.

Как видно, консолидированная литосфера Беларуси разбита многочисленными разновозрастными разломами самой разной протяженности, направленности, глубины проникновения, листричности, горизонтальной и вертикальной амплитуды, кинематики и т.д. В то же время анализируя все это разнообразие разломов, можно наметить определенную их упорядоченность по иерархии, направленности и другим особенностям. Они фиксируют геоблоки с резкими перепадами латеральной неоднородности слоев земной коры и всей консолидированной литосферы. Наиболее крупные разломные зоны и разломы в целом совпадают с границами тех разнообразных геофизических типов земной коры Беларуси (рис.3.5). Это свидетельствует о том, что выделенные блоки континентальной литосферы Беларуси обладают своими типами земной коры и консолидированной литосферы и показывают их четкую крупную фрактальную дискретность. Более детальный анализ может показать и более дробную фрактальность этих блоков земной коры.

Рис. 3.10. Схема разломов консолидированной литосферы Беларуси

по геофизическим данным

1 - глубинные разломы мантийного заложения, ограничивающие блоки земной коры с различным геофизическим типом; 2 - глубинные разломы мантийного заложения; 3 - коровые внутриблоковые глубинные разломы; 4 - локальные оперяющие разломы; 5 - краевые глубинные разломы Припятского прогиба; 6 - наименования ведущих разломов; 7 - геофизические типы земной коры; 8 - наименование разломов: 1-Владимир-Волынский, 2- Луцкий, 3-Брагинский, 4-Бешенковичский, 5-Воложинский, 6-Ивенецкий, 7-Скидельский, 8-Щучинский, 9-Пружанский, 10-Козловщинский, 11-Коссовский, 12-Дятловский, 13-Островецкий, 14-Борисовский, 15-Заславльский, 16-Бегомльский, 17-Ячненский, 18-Кохановский, 19-Смоленский, 20-Горынский, 21-Нагорновский, 22-Симановичский, 23-Кричевский, 24-Южно-Кричевский, 25-Краснослободский, 26-Северо-Западный, 27-Центральный, 28-Тетеревский, 29-Лоевский, 30-Берестовецкий, 31-Ошмянский, 32-Налибокский, 33-Добрянский, 34-Жлобинский, 35-Лепельский, 36-Ляховичский, 37-Ореховский, 38-Витебский, 39-Богушевский, 40-Свислочский, 41-Полесский, 42-Любашевско-Руденский.

Схему составили Р.Г.Гарецкий, Г.И.Каратаев, И.В Данкевич., Ю.В. Белов по материалам И.К.Пашкевич, Р.А.Апирубите, И.В.Данкевича, Г.И.Емельянова, Г.И.Каратаева типизации земной коры, по данным интерпретации Ю.Н.Стадником съемок ТТ и ЗСТ, на основании интерпретации аномального гравитационного и магнитного полей по общеизвестным критериям, с использованием литературных источников разных лет и прежде всего «Тектонической карты Белоруссии и сопредельных территорий» масштаба 1:1000000 под редакцией Р.Г.Гарецкого (1974г.), и «Геологической карты кристаллического фундамента Белоруссии и прилегающих территорий» масштаба 1:1000000 Н.В.Аксаментовой и И.В.Найденкова (1990 г.). Редактор Р.Г.Гарецкий.

земля ядро кора глубинный

Литература

Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И., Астапенко В.Н., Данкевич И.В. Геофизические поля и динамика тектоносферы Беларуси. Мн. 2002. 166 с.

Аксаментова Н.В., Данкевич И.В., Найденков И.В. Глубинное строение Белорусско-Прибалтийского гранулитовго пояса // Доклады АН Беларуси. 1994. Т.38, №2. С.115-125.

Чекунов А.В. Эволюция тектоносферы Юго-Восточной Европы // Тектоносфера Украины. Киев. 1989. С. 4-17.

Гарецкий Р.Г., Айзберг Р.Е., Астапенко В.Н. Литосфера Белорусской части геотрансекта EUROBRIDGE. Бюлл. МОИП, отд. геол, 2000, вып. 1. С. 4-11.

Гарецкий Р.Г., Данкевич И.В., Каратаев Г.И. Астеносфера запада Восточно-Европейской платформы. Геотектоника. 1996. №6. С.58-67.

Каратаев Г.И. Плюмо-флюидный механизм образования Припятского прогиба // Литосфера. 1995. № 2. С.151-162.

Клушин С.В. Особенности изучения геологического разреза геофизическими методами // Геология и нефтегазоносность запада Восточно-Европейской платформы. Минск, 1997. С.404-417.

Клушин С.В., Гарецкий Р.Г., Верес С.А. Сейсморазведка отраженными волнами при изучении земной коры и верхней мантии Белоруссии // Геофизический журнал.1989.Т.11, №5. С.№-17

Пузырев Н.Н. Методы и объекты сейсмических исследований. Ноосибирск. 1997.

Соллогуб В.Б. Литосфера Украины. Киев. 1986. 184 с.