авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 12 |
-- [ Страница 1 ] --

УДК 551.71/72+574

Редколлегия: д-р геол.-мин.наук А.Б.Вревский, д-р. геол.-мин. наук Ш.К.Балтыбаев, канд. геол.-мин.

наук Н.А.Алфимова, канд.геол-мин.наук Н.С.Гусева

Печатается по решению Ученого совета

Института геологии и геохронологии докембрия

Российской академии наук

Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии.

Материалы XXI молодежной научной конференции, посвященной памяти К.О.Кратца. г.Санкт Петербург. 18-25 октября 2010 г. – СПб., 2010.-330с В сборнике помещены доклады, представленные 18-25 октября 2010г в Санкт-Петербурге молоды ми учеными – специалистами в различных областях науки о Земле из академических, учебных и производ ственных организаций России, Украины и Армении. Материалы, опубликованные в этом сборнике, имеют не только научное значение, но и демонстрируют современные достижения в решении прикладных задач геофизики, геоэкологии и геологии в целом. Для специалистов всех геологических специальностей.

Конференция проводится при поддержке:

Российского Фонда Фундаментальных Исследований (грант №10-05-06816) Группы компаний СКАРН Фонда развития отечественной геологии Оргкомитет конференции:

Председатель: д.г.-м.н., директор ИГГД РАН А.Б. Вревский, Санкт-Петербург Заместитель председателя: к.г.-м.н., ИГГД РАН Н.А. Алфимова, Санкт-Петербург Члены оргкомитета: д.г.-м.н., зам.директора ИГГД РАН Балтыбаев Ш.К. – Санкт-Петербург, д.г.-м.н., директор ГИ КНЦ РАН Войтеховский Ю Л., Апатиты, академик РАН, ГИ КНЦ РАН Митрофанов Ф.П., Апатиты, к.г-м.н. декан геологического факультета СПбГУ Булдаков И. В., Санкт-Петербург, д.г.-м.н., зам.директора ИГ КарНЦ РАН Светов С.А., Петрозаводск, д.г-м.н., директор ИГ КарНЦ РАН Щипцов В.В., Петрозаводск, к.г.-м.н., директор ФГУП «Минерал» Филиппов Н.Б., Санкт Петербург, академик., советник РАН ИГ Коми УрО НЦ РАН Юшкин Н.П., Сыктывкар Секретариат Оргкомитета: Березин Алексей – ИГГД РАН, Гончаров Алексей – ИГГД РАН, Гусева Надежда - ИГГД РАН Все тексты печатаются в авторской редакции © Макет-обложка - Никитина М.В., 2010 г.

© Обложка фото - Березин А.В., 2010 г.

ПРедИСловИе Идея проведения молодежной научной конференции, посвященной светлой памяти К.О.Кратца, родилась в среде геологов-докембристов, для многих из которых К.О.Кратц был научным наставником и руководителем. Блестящий ученный и организатор науки член-корреспондент АН СССР Каукко Оттович Кратц оставил после себя множество научных трудов и идей, актуальных и по сей день. Возможно, участники этой конференции будут в обсуждениях затрагивать какие-то из них, развивая или подвергая их сомнению, двигаться тем самым вперед сами и умножая геологические знания.





К.О. Кратц был ориентирован на широкий круг геологических задач и проблем, особенно в области геологии докембрия. Конечно, понимание многих геологических процессов, за прошедшее со дня смерти К.О.Кратца почти три десятилетия, существенно, а в ряде случаев – и коренным образом, изменилось. Сейчас геологи широко используют достижения приборно-аналитической базы, возможности цифровой обработки различных данных, компьютерные расчеты. С другой стороны, успешность и уровень геологической науки еще во многом, если не решающим образом, определяется «эмпирическим багажом», кругозором и разносторонностью знаний исследователя. Этому фактору – «универсализму знаний», будучи разносторонним геологом сам, Каукко Оттович придавал большое значение. Еще одной чертой К.О. Кратца было глубокое внутреннее убеждение в том, что любой исследователь, какими бы энциклопедическими знаниями он не обладал, должен не только передавать свои знания ученикам, но вместе с ними познавать новые, еще не исследованные проблемы геологии докембрия. Эту позицию он выражал очень емкой фразой – «уча – учись».

Очень приятно, что молодежная конференция становится символом научной активности среди молодых ученых уже из года в год. Не стала исключением и эта, 21-я по счету конференция. Об интересе к ней говорит тот факт, что опубликованные в сборнике более 100 тезисов докладов охватывают все современные направления геологии, геохимии, геофизики, а их авторы представляют геологические учреждения Кольского полуострова, Карелии, Центральной России, Урала, Сибири, Дальнего Востока, Украины и Армении.

Содержание настоящего сборника отражает современное состояние исследований в российской геологической науке и не ослабляющий интерес к ней молодого поколения естествоиспытателей.

В сборнике широко представлены работы, касающиеся докембрийского периода развития Земли, что традиционно является одной из приоритетных тем этой молодежной научной конференции. Разнообразный и интересный материал содержится в работах, посвященных актуальным экологическим проблемам, связанных с горно-добывающей отраслью и природными изменениями окружающей среды. Отрадно подчеркнуть, что многие результаты изотопно-геохимических, минералого-кристаллографических и геофизических исследований, опубликованные в этом сборнике, получены авторами с использованием самых современных аналитических методов и оборудования.

Не вызывает сомнения успешность этой конференции, гарантией чего является высокий уровень обсуждаемых тем и широкий круг участников – разносторонних и талантливых молодых специалистов, занимающихся научным поиском.

д.г.-м.н.

Председатель Оргкомитета А.Б. Вревский.

ГеодИНАМИКА И МоделИРовАНИе ГеолоГИЧеСКИХ ПРоЦеССов РезУлЬТАТЫ РеКоГНоСЦИРовоЧНЫХ ПАлеоМАГНИТНЫХ ИССледовАНИЙ девоНСКИХ дАеК КолЬСКоГо ПолУоСТРовА Боцюн С.Б., Веселовский Р.В.

Московский Государственный Университет им. М.В.Ломоносова, cla_ire@mail.ru введение. Современные исследования крупных магматических провинций (LIPs), развивающихся в пределах древних кратонизированных областей, показывают, что анализ условий их формирования и эволюции возможен только на основе корректной реконструкции геодинамических обстановок и тектонических процессов, имевших место на разных этапах развития докембрийских литосферных блоков. Одним из главнейших элементов LIPs являются рои магматических даек – корневых зон LIPs, вскрытых в глубоко эродированных областях древних кратонов. Наличие высокоточных и хорошо датированных палеомагнитных полюсов, полученных по близковозрастным дайковым роям, позволяет максимально детально восстановить геодинамические условия формирования этих даек и сопряжённых с ними крупных магматических провинций (LIPs).

В пределах Балтийского щита Восточно-Европейской платформы широко развиты проявления палеозойского (девонского) дайкового магматизма. Только в кольской части Балтийского щита закартировано более 5500 субвулканических тел, значительная часть которых представлена палеозойскими дайками (Арзамасцев и др., 2009). При этом парадоксально, что палеомагнитные данные по девонским дайкам Кольского полуострова полностью отсутствуют. Между тем, получение палеомагнитных определений по девонским дайкам Балтийского щита позволит восполнить существенный пробел в палеомагнитной базе данных для этой территории, приходящийся на интервал 400 320 млн. лет, а также сделает возможным построение детальных палеотектонических реконструкций Восточно-Европейской платформы для времени 380-360 млн. лет назад.

Полевые и лабораторные работы. С целью реконструировать тектоническую эволюцию Фенноскандинавского щита в интервале 400-350 млн. лет назад, летом г., совместно с сотрудниками Геологического института Кольского НЦ, были проведены рекогносцировочные палеомагнитные опробования 8 долеритовых даек Баренцевоморского побережья, относимых к инициальной фазе палеозойского магматизма (Арзамасцев и др., 2010), а также 12 даек щелочных лампрофиров Кандалакшского побережья, внедрившихся (согласно тем же авторам) в финальной фазе. Дайки долеритов субвертикальны, имеют значительную мощность (до 10-40 метров) и прослеживаются на большие расстояния (до 70 км);

дайки щелочных пород маломощны (до 1-2 м), прослеживаются на первые десятки метров и часто имеют довольно сложную конфигурацию.

Лабораторные исследования отобранных образцов выполнялись по стандартной методике (Храмов, 1982) в лабораториях МГУ и ГИН РАН и включали в себя детальные температурные чистки, с числом шагов обычно не менее 12-15, измерение вектора остаточной намагниченности и статистическую обработку полученных результатов. Было выявлено наличие интерпретируемого сигнала в целом удовлетворительного качества в большинстве из опробованных даек. Выделено, по крайней мере, семь компонент намагниченности (за исключением современной вязкой компоненты). В таблице приведены результаты компонентного анализа каждого из изученных объектов.

Таблица 1. Направления и распространённость компонент намагниченности изученных даек.

Комп D I n/s K A95 Номер дайки Баренцевоморское побережье 25 37dh 62dh 83 93dh 121 153 + ++ ++ + ++ N 71.6 70.8 51/5 15 5. +– R 333.9 -71.3 7/1 36 10. + + DE 85.0 18.6 12/2 47 6. + + Liin 217.0 61.4 13/2 46 6. Кандалакшский залив 402 371dh 406 420 + + Liin-S 250.8 78.9 8/2 98 6. +– + + N-S 348.9 79.5 14/3 19 9. + WN 277.6 -38.7 8/1 27 10. D – склонение, I – наклонение, n/s – количество образцов/сайтов, К – кучность, А95 – радиус круга доверия;

dh (dyke, host) – дайка и вмещающие породы, «+ / – » – компонента присутствует/отсутствует. Средние координаты точек отбора (широта;

долгота):

Баренцевоморское побережье (69.3°;

34.0°), Кандалакшский залив (67.1°;

32.5°).

Результаты и обсуждения. Долеритовые дайки Баренцевоморского побережья несут палеомагнитный сигнал хорошего качества. В 5 дайках и вмещающих их метаморфических породах фундамента уверенно выделяется компонента N: в четырёх случаях она является единственной (за исключением вязкой) компонентой намагниченности, а в дайке 93 – среднетемпературной. Это указывает на то, что дайки и вмещающие породы перемагничены одним событием (тест контакта отрицательный). Компонента R присутствует лишь в одной дайке (93) и является наиболее стабильной высокотемпературной компонентой намагниченности. Обращённое направление компоненты R лежит рядом с направлением компоненты N, что может свидетельствовать об их близком возрасте. Компонента DE уверенно выделяется в одной дайке;

такое же направление имеет компонента, выделяемая в дайке 25 по пересечению кругов перемагничивания. Компонента Liin выделяется в двух дайках.

В щелочных дайках Беломорского побережья палеомагнитная запись существенно хуже – лишь в 5 дайках удаётся выделить 3 компоненты намагниченности: близкие по направлениям Liin-S и N-S, а также компоненту WN.

С целью датирования выделенных компонент намагниченности соответствующие им виртуальные геомагнитные полюсы сопоставлялись фанерозойским (Smethurst et al., 1998) (рис.1) и докембрийским (Лубнина, 2009) (рис 2) участками кривой кажущейся миграции палеомагнитного полюса (КМП) Восточно-Европейской платформы (ВЕП).

Полюсы компонент DE и обращённой WN располагаются вблизи средне-позднедевонского участка кривой КМП. Направление компоненты N соответствует полюсу, лежащему в непосредственной близости с полюсом 187 млн. лет. Направления компонент N-S, Liin-S и обращённой R также располагаются в области мезозойских направлений. Направление компоненты Liin находится близко к участку кривой КМП для интервала 1.27-1.00 млрд.

лет. В данном случае возникает противоречие с изотопными датировками, которые показывают девонский возраст.

Рис.1 фанерозойский отрезок кривой КМП ВЕП Рис 2. докембрийский отрезок кривой КМП ВЕП Полученные результаты палеомагнитных исследований позволяют сделать вывод о том, что значительная часть основных и щелочных девонских даек (и, по-видимому, всех докембрийских пород фундамента) северо-восточной части Фенноскандинавского кратона испытала воздействие мезозойского перемагничивающего события, происходившего в течение длительного времени, достаточного для смены полярности геомагнитного поля. Наличие первичных компонент намагниченности, отвечающих девонскому и протерозойскому возрасту, фиксируется лишь в отдельных исследованных дайках. Важно отметить, что мезозойское перемагничивание в пределах западной части Восточно Европейской платформы неоднократно отмечалось при палеомагнитных исследованиях ордовикских пород Ленинградской области (Smethurst et al., 1998), протерозойских даек Карелии (Лубнина, 2009) и в других районах, что указывает на масштабность данного события. Тем более парадоксально, что какие-либо геологические образования, которые могли бы свидетельствовать о мезозойской эндогенной активности в пределах северной и восточной Фенноскандии, до настоящего времени не были обнаружены. Многочисленные результаты геохронологических исследований, базирующихся на стабильных (40Ar/39Ar), либо радиогенных (Rb-Sr, U-Pb) изотопах, не указывают на нарушение изотопных систем под влиянием молодых событий (Арзамасцев и др, 2009).

Таким образом, результаты проведённых исследований указывают на то, что в некоторых девонских дайках сохранился первичный (древний) палеомагнитный сигнал и при должной статистике они могут быть использованы для получения девонского палеомагнитного полюса ВЕП. Однако большинство из изученных даек в мезозойское время подверглось воздействию масштабного перемагничивающего события, геологические проявления которого до сих пор не зафиксированы. Поэтому одной из главных задач предстоящих исследований является обнаружение вещественных доказательств мезозойской эндогенной активности в пределах изученного региона.

Учитывая полное отсутствие мезозойской компоненты в долеритовых дайках Печенгского роя и более значительное воздействие молодого перемагничивающего события в северо восточной и южной частях Кольского полуострова, наиболее вероятным представляется поиск мезозойских даек и жил в Кандалакшской палеорифтогенной зоне.

Финансовая поддержка: программы ОНЗ - 6 и ОНЗ - 8 РАН.

Арзамасцев А. А., Федотов Ж. А., Арзамасцева Л. В. Дайковый магматизм северо-восточной части Балтийского щита. – СПб.: Наука, 2009.

Лубнина Н.В. Восточно-Европейский кратон от неоархея до палеозоя по палеомагнитным данным:

Автореф. дисс. … докт. геол.-мин. наук. Москва. 2009. 40 с.

Храмов А.Н., Шолпо Л.Е. Палеомагнетизм. Принципы, методы и геологические приложения палеомагнитологии – Л.: Изд-во Недра, 1967.

Smethurst M.A., Khramov A.N., Pisarevsky S. Palaeomagnetism of the Lower Ordovician Orthoceras Limestone, St. Petersburg, and a revised drift history for Baltica in the early Palaeozoic // Geophys. J. Int. 1998.

V. 133. P. 44–56.

КИНеМАТИЧеСКИе ИНдИКАТоРЫ ТеКТоНИЧеСКИХ двИжеНИЙ в Ме ТАМоРФИЧеСКИХ ПоРодАХ КеЙвСКоГо ТеРРеЙНА, СевеРо-воСТоК БАлТИЙСКоГо щИТА Горбунов И.А.1, Балаганский В.В. Апатитский филиал Мурманского государственного технического университета, gorbunov51@yandex.ru Геологический институт Кольского научного центра РАН введение. Кейвский террейн расположен в восточной части Кольского региона (северо-восток Балтийского щита). Одной из характерных для этого террейна особенностей является наличие в северной его части архейских кианитовых, гранатовых и ставролитовых парасланцев Кейвского пояса, залегающих среди кислых метавулканитов лебяжинской толщи архея (Бельков, 1963;

Mitrofanov et al., 1995). (Бельков, 1963). В западной части пояса обнажаются палеопротерозойские породы, слагающие Серповидную структуру.

Считалось, что она – простая синклиналь (Бельков, 1963);

затем было установлено, что её южное крыло срезает надвиг, связываемый с движениями с севера на юг (Белолипецкий и др., 1980). В последнее время развиваются взгляды, что палеопротерозойские породы сильно деформированы, вся структура в целом представляет собой коллаж тектонических пластин (Милановский, 1984), а складка имеет колчановидную морфологию (Балаганский и др., 2009). Также сильно деформированы и кейвские парасланцы, в которых в районе г. Ягельурта наблюдались колчановидные складки (Балаганский и др., 2009), которые характерны для областей развития надвигов (Searle, Alsop, 2007). Последними работами ГИ КНЦ РАН было показано, что Серповидная складка и срезающий её южное крыло разлом (рис. 1) принадлежат одному структурному парагенезису, но при этом разлом как будто бы должен иметь не надвиговый, а сбросовый характер.

Данная работа посвящена изучению палеопротерозойских пород, которые могут Рис. 1. (А) Геологическая карта Серповидной структуры, составленная по результатам геолого геофизических исследований (Балаганский и др., 2009, с дополнениями). (Б) Ориентировка линейности в палеопротерозойских породах (равноплощадная проекция на нижнюю полусферу).

Палеопротерозой: 1 – парасланцы, парагнейсы, амфиболиты и мраморы северной толщи, 2 – основные метавулканиты средней толщи, 3 – парасланцы, парагнейсы и амфиболиты южной толщи. Архей (?): 4–5 – кейвские парасланцы: 4 – слюдяно-кварцевые и 5 – нерасчленённые. 6 – надвиги и взбросы. 7 – наклонные разломы неясного характера. 8 – залегание слоистости и сланцеватости наклонное (а) и вертикальное (б).

9 – структурные линии.

помочь решению этого противоречия. С целью сравнения также изучались кейвские кианитовые парасланцы и подстилающие их лебяжинские ортогнейсы.

объекты, задача и методы исследования. Изучались палеопротерозойские породы Линейность Серповидной структуры, а также архейские кейвские парасланцы и лебяжинские ортогнейсы (кислые метавулканиты) района гор Шуурурта и Ягельурта. Задачей работы было определение характера деформаций пород.

Поверхность Главным методом исследования сланцеватости был петрографический метод в Поверхность наблюдения сочетании с микротектоническим (плоскость XZ эллипсоида кинематическим анализом деформации) (Passchier, Trouw, 1998). Рис. 2. Поверхность наблюдения, пригодная для ки Рис. 2. Поверхность наблюдения, пригодная для Исследовались шлифы, нематических построений (Hanmer, Passchier, 1991).

кинематических построений (Hanmer, Passchier, 1991).

выпиленные параллельно линейности (ось X эллипсоида деформации) и перпендикулярно сланцеватости, т.е. параллельно плоскости XZ эллипсоида деформации, которая является единственно пригодной для кинематического анализа (рис. 2). Часть шлифов были географически ориентированными.

Полученные материалы. Выделены две разновидности архейских лебяжинских ортогнейсов:

А мусковит-биотитовые гнейсы массивной текстуры 20 м м и гранобластовой структуры и биотитовые гнейсы с мусковитом и гранатом сланцевато-линзовидно полосчатой текстуры и лепидогранобластовой структуры.

Изученные архейские кейвские парасланцы представлены преимущественно мусковит кианитовыми разностями с биотитом и ставролитом, Б 1 мм полосчатой и микроплойчатой текстуры и лепидогранобластовой структуры. Яркая их черта – структуры с моноклинной симметрией, образованные закономерной ориентировкой кианита (главным образом, C–S структуры) (рис. 3, А).

В Среди палеопротерозойских пород Серповидной 1 мм структуры изучены: (1) магнетит-мусковитовые кварцитогнейсы с гранатом;

(2) биотитовые гнейсы;

(3) биотит-амфибол-магнетит-хлоритовые сланцы с мусковитом;

(4) биотит-амфиболовые сланцы с хлоритом;

(5) биотит-магнетитовые сланцы с эпидотом и мусковитом;

(6) амфиболиты. Установлена Г 1 мм последовательность образованиям метаморфических Рис. 3. Структуры с моноклинной сим минералов: роговая обманка (самая ранняя), средне- и метрией в породах Кейвского террейна.

(А) C–S структура в кейвских параслан- мелкочешуйчатый биотит (в ассоциации с гранатом), цах, образованная кварцем и кианитом. порфиробластический биотит, хлорит в ассоциации с (Б–Г) Структуры, образованные пор- тремолитом-актинолитом, и самый поздний хлорит.

фировидным биотитом в породах В этих породах наблюдается изобилие структур Серповидной складки,: Б – структура с моноклинной симметрией (рис. 3, Б–Г). Установлено «книжной полки»;

В – -структура;

Г – структура с асимметричными кварце- присутствие не менее трёх генераций моноклинных структур, образованных амфиболом, мусковитом, выми "хвостами".

биотитом и кварцем, а также магнетитом. Самые поздние структуры образованы хлоритом.

обсуждение и выводы. 1. По сравнению с кейвскими парасланцами и гнейсами Серповидной структуры, в лебяжинских ортогнейсах наблюдается много недеформированных разновидностей. Поэтому можно предполагать, что лебяжинские ортогнейсы, в целом, испытали меньшую деформацию.

2. Cтруктуры c моноклинной симметрией – это индикаторы деформации простого сдвига (Hanmer, Passсhier, 1991). Широкое их развитие в Серповидной структуре и особенно в кейвских парасланцах указывает на высокую относительно лебяжинских ортогнейсов степень деформации этих пород.

3. Моноклинные структуры также являются кинематическими индикаторами А Современный эрозионный срез Останец ныряющей антиклинали Серповидная структура как Б останец ныряющей антиклинали Установленная кинематика движений в Серповидной Пояс Имандра-Варзуга структуре (не в масштабе) Рис. 4. (А) Крупная ныряющая антиклинальная колчановидная складка в надвиговых пластинах ме зозоя Омана (Searle, Alsop, 2007). (Б) Предполагаемая тектоническая модель образования синформной Серповидной структуры со срезанным южным крылом.

(Hanmer, Passсhier, 1991). По результатам изучения ориентированных шлифов в породах Серповидной структуры сделан предварительный вывод о том, что движения вдоль разлома, срезающего южное крыло складки были разновозрастными и разнонаправленными.

Первоначально происходили движения с юга на север (кристаллизация роговой обманки), затем движения с севера на юг (кристаллизация биотита), и, затем, вновь движения с севера на юг (кристаллизация хлорита). Морфология колчановидной складки отражает движения с юга на север. В мезозойских надвиговых пластинах Омана установлена гигантская ныряющая антиклинальная складка колчановидной морфологии (mega sheath fold, Searle, Alsop, 2007), окончание которой представляет синформу со срезанным нижним крылом (рис. 4, А). По аналогии с этой структурной ситуацией, мы предполагаем, что колчановидная складка в районе хр. Серповидный является гигантской ныряющей колчановидной антиклиналью в почти полностью эродированной шарьяжной пластине палеопротерозойских пород, выдвинутой из Имандра-Варзугского пояса с юга на север (рис. 4, Б). Мысль о том, что палеопротерозойские породы хр. Серповидный могут представлять собой реликт такой шарьяжной пластины, ранее уже высказывалась в литературе (Негруца, Негруца, 2007). В этом случае рассматриваемый разлом является частью крупного надвига в подошве этой пластины, двигавшейся в северном направлении, причём поверхность надвига – криволинейная и в районе хр. Серповидный падает к северу. Следовательно, Серповидная структура должна быть опрокинутой антиклиналью.

Окончательное решение этого вопроса требует определения верха и низа разреза на крыльях Серповидной структуры.

Благодарности. Полевые работы в 2009 г. и обработка материалов проводились при финансовой поддержке РФФИ (грант 09–05–00160а).

Список литературы Балаганский В.В., Раевский А.Б., Мудрук С.В. Палеопротерозойская тектоника сорванного чехла:

геологические и геофизические данные по Кейвскому террейну, северо-восток Балтийского щита // Комплексные геолого-геофизические модели древних щитов. Апатиты: ГИ КНЦ РАН. 2009. С. 110–117.

Белолипецкий А.П., Гаскельберг В.Г., Гаскельберг Л.А. и др. Геология и геохимия метаморфических комплексов раннего докембрия Кольского полуострова. Л.: Наука. 1980. 238 с.

Бельков И.В. Кианитовые сланцы свиты Кейв. М.–Л.: изд. АН СССР. 1963. 322 с.

Милановский А.Е. Структурное положение и история формирования карельских образований хребта Серповидного // Геология докембрия Кольского полуострова. Апатиты: КФ АН СССР. 1984. С. 102–112.

Негруца В.З., Негруца Т.Ф. Литогенетические основы палеодинамических реконструкций нижнего докембрия: восточная часть Балтийского щита. Апатиты: КНЦ РАН. 2007. 281 с.

Hanmer S., Passchier C. Shear-sense indicators: a review. Geol. Surv. Can. Paper 90–17. 1991. 72 p.

Passchier C.W., Trouw R.A.J. Microtectonics. Berlin, etc.: Springer Verlag. 1998.

Searle M. P., Alsop G. I. Eye-to-eye with a mega–sheath fold: A case study from Wadi Mayh, northern Oman Mountains // Geology. 2007. V. 35. No. 11. P. 1043–1046.

вРеМЯ КоллИзИИ СРедНеПРИдНеПРовСКоГо И ПРИАзовСКоГо МеГАБлоКов Ущ Демедюк В.В.

Институт геохимии, минералогии и рудообразования им. М.П. Семененко, Национальная Академия Наук Украины;

valena65@gmail.com О стратиграфическом соотношении геологических образований Среднеприднепровского и Приазовского мегаблоков ведется длительная дискуссия.

Решение этого вопроса сильно осложняется тем, что эти мегаблоки имеют тектоническую границу, проходящую по Орехово-Павлоградскому глибинному разлому.

На Щербаковском профиле, который ориентирован с запада на восток и охватывает зону сочленения Приазовского и Среднеприднепровского мегаблоков, ранее были описаны активне контакты калиевых гранитов с новопавловской толщей.

Жильные тела калиевых гранитов среди метаморфического комплекса Орехово Павлоградской структуры описывались Шендеровой А.Г., Жуковым Г.В. и другими исследователями. Жильные тела микроклиновых гранитов вскрыты, в пределах Новопавловского блока в скв. 68, которые по составу весьма сходны с гранитами Щербаковского массива, расположенного в 7 км к западу от этого участка в составе Среднеприднепровского мегаблока.

Щербаковский гранитный масив, размером 21x7 км, расположен в пределах Среднеприднепровского мегаблока Украинского щита на восточном крыле Камышевахско Михайловской антиклинали, вблизи Орехово-Павлоградского разлома и вытянут в субмеридиональном направлении на 21 км. С запада он ограничен Западно-Щербаковским разломом, по которому граничит с амфиболито-гнейсовой толщей аульской серии, а с юга – крыльями крупной синклинальной складки, сложенной породами конской свиты конско-верховцевской серии [1]. Контуры массива четко выделяются в магнитном и гравитационных полях. Контакты гранитов с вмещающими породами аульской и конско верховцевской серий – активные, интрузивного или интрузивно-метасоматического характера.

Установлено блоковое строение массива. В зонах, прилегающих к границам блоков, фиксируется довольно густая сеть мелких тектонических нарушений преимущественно субмеридионального и субширотного простирания.

Во всех тектоноческих активных зонах широко представлены брекчированные породы и катаклазиты, подвергшиеся, довольной интенсивной метасоматической переработке.

Этот массив имеет форму лакколита с наклоном подводящего штока в строну Орехово-Палоградского разлома.

Центральная часть массива сложена однородными нечетко-порфировидными или среднезернистыми микроклиновыми гранитами розового или красного цвета.

В приконтактовых зонах развиты гибридные породы, образование которых связано, в основном, с процессами автометасоматоза. Довольно широко распространены обогащенные микроклином субщелочные породы (сиениты, граносиениты), являющиеся продуктом метасоматической переработки охарактеризованных выше гранитов.

Граниты Щербаковского массива относятся к формации посторогенных калиевых гранитов повышенной щелочности токовского комплекса. U-Pb возраст гранитов массива составляет 2835 млн лет [2].

Нами изучены жильные тела микроклиновых гранитов, которые вскрыты в пределах Новопавловского блока в скв. 68, которые по составу весьма сходны с гранитами Щербаковского массива, расположенного в 7 км к западу от этого участка в составе Среднеприднеровского мегаблока.

Микроклин плагиоклазовый гранит токовского комплекса (скв. 68, инт. 202,1 208м, проба 650). В этом интервале представлен гранит розово-серого цвета, среднезернистый.

Минеральный состав гранитов (%): плагиоклаз – 30;

микроклин –0 40;

кварц – 25;

биотит – 3-4;

мусковит – 2-3;

апатит циркон и рудный минерал в ед. зернах.

Циркон из микроклин-плагиоклазового гранита представлен четко ограненными кристаллами, окрашенными в коричневато-бурые тона. В иммерсионных препаратах кристаллы прозрачные, нередко обнаруживается зональное строение. Поверхность граней ровная, блестящая, без следов механического воздействия. Размер основной массы зерен по длинной оси колеблется от 0,1 до 0,3 мм. Коэфициент удлинения L4= 0,35-0,15;

Ку= 2,5-3,5. Выделяются кристаллы циркона: с резким преобладанием призматических граней {110} над гранями {100} и преобладанием дипирамидальных граней {111} над гранями {311}. Кристаллов первого типа около 70%, второго – около 30%. Эти цирконы принадлежат к одной возрастной генерации.

В результате изотопных исследований этого циркона U-Pb методом была получена изохрона, которая отвечает возрасту 2790±65 млн лет. (магматический циркон), который интерпретируется как возраст образования микроклин-плагиоклазового гранита. По химическому составу и геохронологическим данным они идентичны микроклиновым гранитам Щербаковского массива.

Таким образом, новопавловская товща палеоархейского возраста Орехово Павлоградской структуры прорывается жильними телами калиевых гранитов Щербаковского массива возрастом 2790±65 млн лет, что указывает на отсутствие существенных относительных горизонтальных перемещений Среднеприднепровского и Приазовского мегаблоков.

1.Киктенко В.Ф., Орса В.И., Токаренко Н.М. О новом массиве микроклиновых гранитов в юго восточной части Середнего Приднепровья // Доклады НАН Украины, сер. Б, 1977. – №6. – С.497-500.

2.Орса В.И., Бартницкий Е.Н., Киктенко В.Ф., Скобелев В.М. О возрастном положении гранитов Щербаковского мас сива (Среднее Приднепровье) по данным уран-свинцового датировани //Доклады АНУССР, сер. Б. – 1986. – №8. – С.18-21.

МАТеМАТИЧеСКое МоделИРовАНИе ПолЯ НАПРЯжеНИЙ в ИНдо-АвСТРАлИЙСКоЙ ПлИТе Коптев А.И.

Московский Государственный Университет им. М.В. Ломоносова, koptev06@mail.ru В настоящей работе предлагаются результаты компьютерного моделирования напряженного состояния в пределах Индо-Австралийской плиты. Исследования по моделированию поля напряжений в пределах данного региона являются продолжением работ, в которых производился расчет распределения напряжений в пределах всей литосферы Земли (Ershov, Koptev, 2008;

Koptev, Ershov, 2008;

Коптев, 2009;

Коптев, 2010). Главным результатом моделирования глобального поля напряжений является вывод о том, что для получения в модели напряженного состояния, в котором находят свое отражение все главные структуры литосферы Земли и достаточно хорошо согласующегося с фактическими данными по полю напряжений (данные «Мировой Карты Напряжений» (Heidbach et al., 2007)), достаточно включения в расчеты только сил разности гравитационного потенциала. В ранее опубликованных работах по моделированию глобального напряженного состояния в литосфере Земли (Bird, 1998;

Lithgow-Bertelloni, Guynn, 2004) утверждалось о необходимости учета двух других типов движущих сил тектоники плит: сил затягивания в зонах субдукции и сил мантийных течений. Однако степень соответствия расчетных данных фактическим в этих работах значительно ниже, чем в работах (Ershov, Koptev, 2008;

Koptev, Ershov, 2008;

Коптев, 2009;

Коптев, 2010). Т.е. правильным образом и с достаточной степенью детальности рассчитанные обобщенные топографические силы способны сформировать поле напряжений, в главном соответствующее наблюдаемому и способное объяснить тектонические структуры первого порядка.

Количественная оценка величины обобщенных топографических сил выполнялась путем расчета разности гравитационной потенциальной энергии в соседних по латерали областях литосферы (Артюшков, 1979). Таким образом, под этими силами понимаются тектонические силы, возникающие вследствие наличия неоднородности мощностей и/ или плотностей коровых и мантийного слоев литосферы.

Рис.1. Принцип расчета силы отталкивания от хребта F, действующая от хребта (точка 1) к точке 2 H 1) ( мощность астеносферного слоя в т.1;

H w2 ), H L2 ), H 2 ) - мощности водного, литосферного и астеносферного ( ( ( слоев в т.2;

r w, r L, r a - плотности воды, литосферы и астеносферы;

P(1) - давление астеносферного столба в т.1;

Pw 2 ), PL( 2 ), P( 2 ) - давления водного, литосферного и астеносферного столбов в т. ( Принцип расчета для случая океанической литосферы проиллюстрирован на рис. 1, где видно, что для определения сил разности гравитационного потенциала необходимо знать положение подошвы литосферы. Мощность мантийной части литосферы рассчитывалась из предположения, что литосфера находится в состоянии локального изостатического равновесия (т.е. веса любых двух вертикальных колонок литосферы от поверхности до глубины изостатической компенсации (УИК на рис.1) должны быть равны). Расчеты выполнялись на основании входных данных по топографии (цифровая модель рельефа ETOPO5), структурно-вещественному составу земной коры (по данным модели CRUST 2.0 (Bassin et al., 2000;

Mooney et al., 1998)), гравитационным аномалиям (гравитационная модель EGM96 (Lemoine et al., 1998)). При этом также учитывалось распределение температур в литосфере, которое считалось стационарным и определялось из данных о температуре на поверхности Земли (Leemans et al., 1991;

Lieth et al., 1972) и представлений о экспоненциально убывающей с глубиной объемной теплогенерации пород и постоянной температуре (1300°С) на подошве литосферы.

Результаты расчета мощности литосферы по описанной методике для Индо Австралийской плиты приведены на рис.2. Пространственное положение границ плиты были взяты по данным цифровой модели П.Берда (Bird, 2001).

Рис.2. Расчетная мощность литосферы (в км) для Индо-Австралийской плиты Обобщенные топографические силы выступали в качестве поля внешних сил F j, которые являются источником напряжений s ij, расчет которых производился путем численного решения уравнения равновесия s x ij + Fj = (1) i =1 i для сферической оболочки с разрезами и с изменяющимися в пространстве реологиче скими свойствами. Реология литосферы предполагалась упруго-пластической. Напряже ния связывались с упругой деформацией посредством закона Гука для изотропной среды, а пластичность рассчитывалась в рамках теории течения.

Для Индо-Австралийской плиты был рассчитан ряд моделей напряженного состоя ния, соответствующих разным вариантам входных параметров модели (условия на гра ницах плиты;

реологическая модель литосферы: чисто упругая или упруго-пластическая;

задание сплошной или дискретной среды внутри плиты).

На рис.3 показано поле напряжений, рассчитанное в рамках чисто упругой реологической модели, при отсутствии каких-либо разрывных нарушений в пределах плиты и «свободных» границах плиты (т.е. границах, вдоль которых действуют нулевые внешние напряжения) на всем их протяжении за исключением трех «зафиксированных»

участков – область Гималайского орогена, Папуа - Новая Гвинея и Новая Зеландия.

Как видно из распределения напряжений именно зафиксированным участкам границы рассматриваемой литосферной плиты соответствует концентрация напряжений сжатия.

Работы по моделированию поля напряжений для отдельных участков литосферы Земли по методике, которая успешно опробована для расчетов глобальных моделей, Рис.3. Расчетное распределение напряжений в Индо-Австралийской плите должны за счет своей большей детальности позволить определить тонкие особенности напряженного состояния в рассматриваемых регионах и природу источников, его порождающих.

1. Артюшков Е.В. Геодинамика М.: Наука, 1979.

2. Коптев А.И. Компьютерная модель напряженного состояния в литосфере Земли. // Материалы XLIII Тектонического совещания «Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя», т.1. Москва, МГУ, 2-5 февраля 2010 г., 356-359 с.

3. Коптев А.И. Математическое моделирование напряженного состояния в литосфере Земли. // Ма териалы российской конференции студентов, аспирантов и молодых ученых, посвященной «Году Планеты Земля» «Планета Земля: актуальные вопросы геологии глазами молодых ученых», т.1. Москва, МГУ, 6- апреля 2009 г., 47-52 с.

4. Коптев А.И. Моделирование напряжений и деформаций в литосфере Земли. // Материалы докла дов XVI Международной конференции студентов, аспирантов и молодых ученых «Ломоносов», Секция «Геология». Москва, МГУ, 15-16 апреля 2009 г.

5. Bassin C., Laske G., Masters G. The Current Limits of Resolution for Surface Wave Tomography in North America // EOS Trans AGU. 2000. 81, F897.

6. Bird P. An updated digital model of plates boundaries. Geochemistry, Geophysics, Geosystems. An electronic journal of the Earth sciences.Vol.4, no. 3, 14 march 14 1027, doi:10.1029/2001GC00025 2 ISSN: 1525 2027.

7. Bird P. Testing hypotheses on plate-driving mechanisms with global lithosphere models including topog raphy, thermal structure, and faults // J. Geophys. Res. 1998. V.103. P. 10,115– 10,129.

8. Ershov A., Koptev A. Origination of lithosphere folds as a result of stress field reorganization. // 3rd World Stress Map Conference. Potsdam, 15-17 October 2008.

9. Heidbach O., Fuchs K., Muller B., Reinecker J., Sperner B., Tingay M., Wenzel F. (eds) The World Stress Map – Release 2005. Commission for the Geological Map of the World. 2007. Paris.

10. Koptev A., Ershov A. Modeling of global lithospheric stress field on the spherical Earth. // 3rd World Stress Map Conference. Potsdam, 15-17 October 2008.

11. Leemans R., Cramer W. The IIASA database for mean monthly values of temperature, precipitation and cloudiness on a global terrestrial grid // Research Report RR-91-18. November 1991. International Institute of Applied Systems Analyses, Laxenburg, pp. 61. 1991.

12. Lemoine F.G., Kenyon S.C., Factor J.K., Trimmer R.G., Pavlis N.K., Chinn D.S., Cox C.M., Klosko S.M., Luthcke S.B., Torrence M.H., Wang Y.M., Williamson R.G., Pavlis E.C., Rapp R.H., Olson T.R. The Devel opment of the Joint NASA GSFC and NIMA Geopotential Model EGM96 // NASA Goddard Space Flight Center, Greenbelt, Maryland, 20771 USA, July 1998.

13. Lieth H. Modelling the primary productivity of the earth. Nature and resources // UNESCO, VIII, 2:5 10. 1972.

14. Lithgow-Bertelloni C., Guynn J. Origin of the lithospheric stress field // J. Geophys. Res. 2004. V. 109, B. 01408. doi:10.1029/2003JB002467.

15. Mooney A., Laske G., Masters G. Crust 5.1: a global crustal model at 5x5 degrees // J. Geophys. Res.

1998 V.103. P. 727-747.

16. National Geophysical Data Center. ETOPO-5 bathymetry and topography data. // Data Announc. 88 MGG-02, NOAA, Boulder, Colorado, 1988.

ТеКТоНИЧеСКАЯ МоделЬ ФоРМИРовАНИЯ КУРСКоЙ ПРовИНЦИИ воРоНежСКоГо КРИСТАллИЧеСКоГо МАССИвА в РАННеМ доКеМБРИИ Рыборак М.В., Альбеков А.Ю.

Воронежский государственный университет, maximm.r@gmail.com введение. Реконструкция петрологических процессов и тектонических режимов формирования раннедокембрийской континентальной коры является наиболее сложной и многогранной проблемой эволюции нашей планеты. Одной из интереснейших и малоизученных раннедокембрийских структур Восточно-Европейской платформы является Воронежский кристаллический массив, в состав которого входит Курская провинция (КМА), известная уникальными месторождениями железных руд. Несмотря на длительный период ее изучения, многие вопросы тектонической эволюции в докембрии остаются спорными.

В настоящее время известно несколько моделей раннедокембрийского геодинамического развития Воронежского кристаллического массива, в состав которого входит Курская провинция. Наиболее ранняя модель с позиций плитной тектоники была предложена в 1997 году (Чернышов и др., 1997) и затем получила развитие в последующих работах (Ненахов, 1999;

Минерагенические…, 2007). В 2000 году В.А.Бушем с соавторами (Буш и др., 2000) была предложена альтернативная модель, так же с позиции плитного тектогенеза. В рамках геодинамической модели эволюции Восточно-Европейской платформы, согласно (Божко и др., 2002), воронцовский и ладожский седиментационные комплексы формировались в условиях единой пассивной континентальной окраины, являющейся юго-западным склоном Восточно-Русского кратона. Позднее была предложена модель (Щипанский и др., 2007) рассматривающая Лосевскую шовную зону в качестве форленда Восточно-Сарматского орогена, послужившего источником терригенного материала при формировании воронцовской серии. Каждая из перечисленных моделей обладает спорными позициями, однако степень изученности Воронежского кристаллического массива не позволяет, на данный момент, составить единую, внутренне непротиворечивую модель его докембрийского развития.

В предлагаемой тектонической модели развития Курской провинции в раннем докембрии выделяются следующие этапы:

1) мезоархейский – формирование блоков высокометаморфизованного метабазит– гранулит-гранито-гнейсового основания Курской гранит-зеленокаменной области;

2) неоархейский, в котором условия растяжения, сопровождавшиеся развитим зеленокаменных ассоциаций второй генерации, сменились коллизионной обстановкой, маркируемой ареальной гранитизацией и мигматизацией, и появлением значительных масс субщелочных гранитоидов;

3) палеопротерозойский, в рамках которого выделяются: а) этап раннего рифтогенеза - накопление значительных площадных (латеральных) железисто-кремнистых толщ и заложение рифтогенных структур;

б) поздний рифтогенный, в рамках которого в реактивизированных рифтогенных структурах происходило формирование вулканитов преимущественно пикрит-базальтового состава и терригенных толщ;

в) коллизионный этап, маркируемый диорит-гранодиоритами стойло-николаевского комплекса;

г) этап внутриплитного магматизма, ознаменовавшийся внедрением траппов, щелочных и субщелочных магматитов.

Архейские этапы развития Курской провинции. Мезоархейский этап. На данном этапе происходило формирование мезоархейского основания Курской провинции, комплексы которой представлены сложным сочетанием высокометаморфизованных терригенных и магматических образований - обоянского плутоно-метаморфического (ПМК) и бесединского интрузивного комлексов.

Анализ вещественного состава гнейсо-магматитовых образований обоянского ПМК (Сиротин, Лебедев, 2001) позволил определить в качестве основных черт морфологии данного региона в мезоархее наличие протяженных гребневидных выступов, разделенных прогибами (суммарная мощность отложений не менее 30 км). В зонах, прилегающих к выступам, аккумулировались метаграувакковые грубообломочные гранодиоритогнейсовые отложения (донская ассоциация), в наиболее удаленных от выступов областях формировались образования кальцифировой, железисто-кремнисто гнейсовой и графит-кондалитовой формаций (брянская ассоциация), переходные зоны сложены метаграувакковыми ритмитовыми серогнейсовыми породами россошанской ассоциации. Развитие терригенных формаций сопровождалось мафит-ультрамафитовым магматизмом – высокожелезистыми вулканитами (в составе обоянского ПМК) и мафит ультрамафитами бесединского комплекса. Характерно, что формирование магматогенных образований контролировалось не линейными зонами, а сложной, паутинообразной системой кольцевых и радиальных разломов. Высокая степень насыщенности отдельных участков магматитами способствовала возникновению экранирующих областей, инициировавших проявление метаморфизма высоких степеней и формирование гранито гнейсовых куполов (Сиротин, Лебедев, 2001).

Угловое и стратиграфическое несогласие, часто дизъюнктивные границы с залегающими стратиграфически выше неоархейскими образованиями указывают на существование перерыва между мезо- и неоархейским этапами развития.

Неоархейский этап ознаменовался заложением и развитием зеленокаменных поясов (ЗКП), становлением обширных гранитоидных массивов, гранитизаций и окончательной консолидацией архейского основания Курской провинции.

Структурно-вещественные комплексы ЗКП представлены вулканогенно-осадочной михайловской серией, в составе которой выделяются: нижняя александровская (коматиит базальты, ортосланцы, ортоамфиболиты) и верхняя лебединская (метариолиты метариодациты, разнообразные сланцы) свиты.

Эти особенности строения позволяют предположить двухэтапное формирование зеленокаменных структур: первый этап, во время которого превалировали условия растяжения – энсиалического рифтогенеза, обусловившего формирование метакоматиит базальтовой ассоциации нижней части разреза ЗКП и второй этап – позднерифтогенный, с преобладанием кислых вулканитов. Одновременно с формированием вулканитов нижних частей зеленокаменного разреза предполагается образование значительных объемов параавтохтонных плагиогранитов тоналит-трондьемитового ряда (салтыковский комплекс) за счет различных степеней плавления мезоархейского субстрата. На поздних стадиях неоархейского этапа широкое распространение получили субщелочные гранитоиды атаманского комплекса, чье возникновение связывается с появлением более глубинных гранитоидных выплавок и их дифференциацией в промежуточных очагах.

Появление субщелочных гранитоидов и широкие проявления калиевого метасоматоза в неоархее связано, возможно, с высвобождением калия при прекращении существования коровых астенолинз (Сорохтин, Ушаков, 1998). Незначительное развитие андезитового вулканизма в ЗКП не позволяет говорить о широком проявлении процессов субдукции.

Постархейские преобразования включали, вероятно, длительный этап континентального развития, фиксируемый в докурских корах выветривания.

Палеопротерозойские этапы развития Курской провинции.

Палеопротерозойский этап отличается наибольшим разнообразием геодинамических режимов и соответствующих им структурно-вещественных комплексов.

Рифтогенный этап. Начало палеопротерозойского развития Курского геоблока фиксируется началом накопления железисто-кремнистых отложений курской серии, которые, по нашему мнению, обширным плащом покрывали территорию КМА, с наибольшей, сохранившейся от размыва, мощностью в рифтогенных структурах.

Спорадические остатки курских высокоплотных и высокомагнитных отложений фиксируются между Белгородско-Михайловским и Алексеевско-Воронецким синклинориями. В свете генезиса и морфологии отложений курской серии интересной является природа линейных высокоплотных и магнитных аномалий, продолжающих Белгородско-Михайловскую структуру сквозь Брянско-Калужский пояс. В подошве курской серии наблюдаются метаконгломераты, метагравелиты и метапесчаники полимиктовые игнатеевской свиты. Характерным является отсутствие магматитов в курской серией.

Заложение Белгородско-Михайловской и Алексеевско-Воронецкой рифтогенных зон является весьма важным событием, во многом определившем облик палеопротерозойской минерагенической системы. Отмечается пространственная их приуроченность их к неоархейским зеленокаменным поясам, однако генеральное направление простирания мезоархейских зеленокаменных поясов и палеопротерозойских рифтов незначительно отличается.

Дальнешее развитие Курского геоблока, связано с накоплением вулканогенно осадочных отложений оскольской серии, начинающихся карбонатно-терригенной толщей роговской свиты. Существует несколько точек зрения на взаимоотношения курской и оскольской серий. Согласно (Плаксенко, 1966) между отложениями курской серии и породами оскольской серии существуют локальные перерывы, при этом размыву подвергались значительные территории. По мнению некоторых исследователей (Епифанов, 1959) перерыв осадконакопления между толщами железистых кварцитов курской серии и известковисто-сланцевой толщей роговской свиты, относимой к оскольской серии, отсутствуют. Также бытует точка зрения о принадлежности роговской свиты к курской серии, то есть о постепенном переходе железистых-кварцитов к карбонатно-сланцевым образованиям.

Поздний рифтогенный этап фиксируется по накоплению вулканогенно-осадочной оскольской серии, в которой метавулканиты представлены пикрит-базальт-трахибазальт трахиандезитовой бимодальной ассоциацией. Данная ассоциация характерна для начальных стадий энсиалического рифтогенеза. Метаморфизованные магматические образования данного этапа в пределах Михайловской структуры представлены риодацитами нижней части курбакинской свиты и комагматичными им субвулканическими телами остаповского комплекса.

Таким образом, палеопротерозойский рифтогенный этап развития КМА ознаменовался заложением рифтогенных структур и развитием площадных (латеральных) железисто-кремнистых формаций на начальной стадии и формированием мощных вулканогенно-осадочных толщ оскольской серии в рифтогенных структурах. Среди магматических образований весьма интересной является геодинамическая природа золотухинского мафит-ультрамафитового комплекса, распространенного в рифтогенных структурах и их активизированном жестком обрамлении. Возрастная позиция золотухинского комплекса точно не определена и условно параллелизуется с мамонским мафит-ультрамафитовым комплексом Хоперского мегаблока, сформировавшимся в результате рассеянного спрединга (Чернышов и др., 1997).

Коллизионный этап в пределах Курского мегаблока выразившийся в закрытии рифтогенных структур и формировании характерного стойло-николаевского диорит гранодиоритового комплекса. Наиболее вероятной причиной смены условий растяжения сжатием, по мнению авторов настоящей модели, является взаимодействие Курского и Хоперского мегаблока, а именно, пододвигание Волго-Уральского сегмента в западном направлении. По наблюдаемому спектру магматитов предполагается незначительное развитие субдукционных процессов при закрытии рифтогенных Белгородско Михайловской и Алексеевско-Воронецкой структур.


Этап внутриплитного развития. Коллизионный процесс сменяется стабилизацией Курского мегаблока. Начало внутриплитного развития отмечено внедрением габбродолеритовых трапповых магматитов смородинского комплекса. К концу палеопротерозоя интенсивность тектонических процессов снижается, магматизм проявлен внедрением щелочных комплексов, среди которых выделяются малиновский комплекс умеренно-щелочных гранитов, дубравинский комплекс щелочных пироксенитов с карбонатитами, уколовский комплекс жерловых трахибазальтов и андезитов.

Таким образом, в палеопротерозое Курский блок претерпел растяжение в течение длительного времени, сменившееся коллизионными условиями закрытия рифтогенных структур с последующей стабилизацией и магматической активизацией.

Работа выполнена при финансовой поддержке ФЦП «Научные и научно педагогические кадры инновационной России» ГК 02.740.11.0021 и ГК П171, гранта РФФИ - 08-05-00158-а.

Божко Н.А., Постников А.В., Щипанский А.А. Геодинамическая модель формирования фундамента Восточно-Европейской платформы // ДАН, 2002, т.386, № 5, с. 651-655.

Буш В.А., Ермаков Ю.Н., Уйманова Л.Н. Геодинамическая модель формирования позднеархейских – раннепротерозойских структур Воронежского массива // Геотектоника, 2000, № 4. С. 14-24.

Епифанов Б.И. Вопросы стратиграфии докембрия Курско-Воронежской антекли-зы.//Материалы по геологии и полезным ископаемым центральных районов Европейской части СССР, вып. 2, 1959 г.

Минерагенические исследования территорий с двухъярусным строением (на примере Воронежско го кристаллического массива).М.: Геокарт, Геос, 2007. 284 с.

Ненахов В.М. Сравнительная геодинамика и металлогения коллизионных структур фанерозоя (Юж ный Тянь-Шань) и раннего докембрия (Воронежский кристаллический массив, Либерийский щит) // Авто реферат дис. на соиск. ученой степени док. г.-м. наук. - Воронеж, 1999. - С.43.

Плаксенко Н.А. Главнейшие закономерности железорудного осадконакопления в докембрии. - Во ронеж, 1966. - 263 с.

Сиротин В.И., Лебедев И.П. О литогенезе в ранней истории Земли (по данным сравнительной пла нетологии и раннего архея Воронежского кристаллического массива) // Вестн. Воронеж. ун-та. Геология.

2001. Вып. 12. С.20-37.

Сорохтин О.Г., Ушаков С.А. Глобальная эволюция Земли. - М.: Изд-во МГУ, 1998. – 446 с.

Чернышов Н.М., Ненахов В.М., Лебедев И.П. и др. Модель геодинамического развития Воронеж ского кристаллического массива в раннем докембрии // Геотектоника.- 1997. -№3. –С. 21-30.

Щипанский А.А. и др. Геодинамика восточной окраины Сарматии в палеопротерозое // Геотектони ка. 2007. № 1. С. 43-70.

ГеоФИзИЧеСКИе МеТодЫ И ГлУБИННое СТРоеНИе зеМлИ МАГНИТНАЯ ВОСПРИИМЧИВОСТЬ ЭКЛОГИТОВ САЛМЫ:

ВОЗМОЖНОСТЬ ИДЕНТИФИКАЦИИ ПРОЦЕССОВ ИЗМЕНЕНИЯ (КАРЬЕР КУРУ-ВААРА, КОЛЬСКИЙ П-ОВ) Березин А.В. 1, Мельник А.Е. Институт геологии и геохронологии докембрия РАН, berezin-geo@yandex.ru Санкт-Петербургский государственный горный институт (технический университет) имени Г.В.Плеханова, meliks1@yandex.ru Салминские эклогиты описанные Н. Г. Судовиковым более 70 лет назад, привлекли внимание вновь в связи с необходимостью интерпретации найденых пород офиолитоподобной ассоциации в БПП, на основе механизмов плейт-тектоники (Слабунов и др, 2002). В настоящее время не существует однозначного ответа о возрасте эклогитового метаморфизма ввиду противоречивости изотопно- геохронологических данных. Некоторые особенности указывают на протерозойский (сфекофеннский) возраст эклогитового метаморфизма не только Салминских эклогитов (Скублов и др., 2010), но и возможно, эклогитов Гридинской зоны меланжа (Травин, Козлова, 2005). По данным последних исследований, образование эклогитов Салмы можно разделить на 2 этапа:

архейский (образование протолита) и протерозойский (эклогитовый и амфиболитовый метаморфизм).

Полноценная расшифровка истории образования и преобразования эклогитов Салмы возможно только при их комплексном изучении.

Предыдущие исследовании я показали что процессы метаморфизма приводят не только к изменениям и минеральных парагенезисов в породе но и к изменению ее магнитных свойств. Кроме того магнитные свойства эклогитов могут быть обусловлены магнитными аномалиями в нижней и средней коре (Haijun Xu, et al, 2009).

Процессы ретроградного метаморфизма воздействуют так же на удельный вес породы, приводя к ее разуплотнению.

Для изучения влияния метаморфизма на магнитные и плотностные свойства эклогитов Салмы в данной работе было предпринято изучение их магнитной восприимчивости и плотности.

Исследованные в карьере Куру-Ваара эклогиты представлены тектонизированными будинами до 10 м мощности в матрице TTG-гнейсов. Эклогиты представлены разностями: массивными гранат – пироксен ± амфибол-содержащими породами и прослоями в метаультрабазитах. Главные минералы в изученные породах представлены гранатом и пироксеном с наложенной ассоциацией амфибола и плагиоклаза. Акцессорные минералы представлены рутилом, эпидотом, магнетитом, ильменитом, сульфидами и по количеству не превышают 0.5%. Самые «свежие» эклогиты 1 типа – это эклогиты с амфиболом до 10-15%, наличием как симплектитизированных, так и практически неизмененных пироксенов. Промежуточная разновидность – полностью (почти всегда) симплектитизированные пироксены, с увеличением содержания плагиоклаза в симплектитах, но еще не резорбированные зерна, с содержанием амфибола до 20-30%.

Последний этап отмечается явным «разъеданием» пироксенов и амфиболов, при этом количество амфиболававрьирует от 20 до 40% - это уже апоэклогитовый амфиболит. По мере изменения появляется больше акцессориев (рудных, рутила и титанита).

Эклогиты по ультрабазитам отличаются большей степенью амфиболизации (содержание амфибола увеличивается от 20 до 30-35% и порода постепенно переходит в амфиболит).

В процессе изучения были измерены значения магнитной восприимчивости у образцов (прибор ПИМВ-М) в естественном залегании с введением поправки за неровность поверхности. В данных образцах также были определены содержания петрогеннных оксидов (XRF) и микроэлементов (ICP-MS). Для 2 образцов была определена плотность с относительной ошибкой не превышающей 1%.

Результаты измерений показали, что в ряду «эклогит-амфиболизированный эклогит-амфиболит» значения магнитной восприимчивости изменяются. Так, например в неизмененных эклогитах ~6.4*10-4, а в апоэклогитовых амфиболитах ~3.1*10-4 ед.Си.

В частично амфиболизированных эклогитах магнитная восприимчивость увеличиванется до 1.0*10-3 ед.Си, что может быть обусловлено наличием ферромагнитных минералов.

Изучение термомагнитных кривых для эклогитов пояса Сулу (В.Китай) показало (Haijun Xu et al., 2009), что новые ферромагнитные фазы формируются в неизмененных эклогитах на этапе нагревания до ~570C, в ретроградную стадию метаморфизма возможен низкотемпературный (до ~270C) распад «ильменит-магнетит» титаномагнентита.

Для определения границ вариации магнитной восприимчивости и плотности образцов было проведено численное моделирование в среде VBA MS Excel. Исходные данные включали диапазоны изменений магнитной восприимчивости, плотности породообразующих минералов (Табл. 1)и вариаций количественно- минералогического состава образцов. Количество итераций при моделировании составляло от 1000 до 3000. Расчеты проводились в 2-х вариантах: для гипотетически неизмененного эклогита (Grt-Cpx ассоциация) и измененного (Grt-Cpx-Amph-Pl). Следует отметить, что такие минералы как ильменит, магнетит, титанит и рутил не учитывались. В итоге, были получены массивы данных, распределения которых были аппроксимированы функциями Гаусса при уровне значимости 5%.

Таблица 1. Магнитная восприимчивость и плотность для минералов эклогитов (по Abalos, Aranguren, 1998 и Haijun Xu, et al., 2009) Магнитная Минерал восприимчивость, Плотность, г/см n*10-6 ед.Си Гранат 500 - 6800 3.56 – 4. Пироксен 25 - 2800 3.29 – 3. Амфибол 490 - 8900 3.12 – 3. Кварц, Плагиоклаз -13 - - 17 2.65 2.54 – 2. Ильменит 2200 – 3800000 4. Результаты моделирования возможных значений магнитной восприимчивости позволяют сказать, что как для 1 так и для 2 варианта расчета диапазоны вариаций оказались близки – 2.5-3*10-3 ед.Си (СКВО ~ 1.8*10-3 ед.Си). В целом, измеренные значения магнитной восприимчивости для эклогитов Куру-Ваары согласуются с модельными данными.

Ранее было установлено, что содержания таких петрогенных оксидов, как FeO, TiO2 и SiO2 в неизмененных эклогитах существенно коррелированны со значениями магнитной восприимчивости (Haijun Xu, et al., 2009) (0.8, 0.7 и -0.5, соответственно).

С усилением степени переработки пород, корреляционные связи резко понижаются, и становятся незначимыми. Для эклогитов Куру-Ваары коэффициенты корреляции также незначимы (около -0.1- -0.2), что с учетом значений позволяет сопоставить их с т.н.

«частично измененными» эклогитами Сулу. Таким образом химический состав эклогитов является одним из факторов влияющих на магнитные свойства пород.

Еще одним фактором, влияющим на значения магнитной восприимчивости в эклогитах является их минеральный состав. Как было показано выше, связь химического состава с магнитной восприимчивостью наиболее выражена для неизмененных эклогитов, определяясь магнитными свойствами граната и пироксена. При ретроградных изменениях пород, формирующиеся минералы, такие как ильменит, магнетит, гематит и рутил определяют повышенную магнитную восприимчивость эклогитов. Как правило, все Fe Ti минералы кроме рутила располагаются в интерстициональном пространстве породы, а рутил – как включение в гранате и пироксене. Одной из возможных последовательностей преобразования «эклогит - амфиболит» может быть такая схема (Qingsheng Liu et al.,2009) (1):

Grt+CpxOmph+Rt+(SiO2+H2O)Amp+Pl+Mgt+IlmAmp+Ep+Hem+Ilm±Ttn [1] Кроме того, в условиях амфиболитовой фации, при повышенной активности серы, могут возникать сульфиды (пирротин).


Для описанного выше моделирования использовались табличные значения магнитной восприимчивости (Haijun Xu et al., 2009). Как видно, значения имеют достаточно большой разброс, что определяется свойствами непосредственно минералов, например отношением Fe3+/Fe2+. Поскольку определить магнитную восприимчивость конкретного минерала крайне сложно, эта задача решалась косвенно. Имея измеренные величины магнитной восприимчивости пород и их количественно-минералогический состав, можно составить систему уравнений вида (2), где i и `- магнитная восприимчивость минерала i и породы, соответственно, а Ai- доля минерала i в породе. Для того что бы система имела устойчивое решение необходимо максимизировать дисперсию по Ai, т.е.

выбирать породу с максимально различающимся минеральным составом.

1*A1+2*A2+…+i*Ai=` [2] Решение системы из 14 уравнений вида (2) было получено относительно базисного набора минералов «Amp-Grt-Cpx-Pl-Qz-Rud» с ошибкой 2.1*10-4 ед.Си. Компонент «Rud» включал в себя гипотетические магнетит, ильменит, рутил, титанит и пирротин.

Результаты решения, представленные в Табл.2, показывают, что значения для Amph, Grt и Cpx не противоречат данным Табл. 1. Низкие значения магнитной восприимчивости для пироксена обусловлены его низкой железистостью (FeO=3-6%) и малым отношением Fe3+/ Fe2+= 0.04-0.08 (метод ядерного гамма - резонанса). Величина для компоненты «Rud»~ 26*10-3 ед.Си позволяет предположить, что существенный вклад в нее вносит ильменит (см. Табл. 1), магнетит, при Таблица 2. Расчетные значения магнитной подчиненной роли рутила восприимчивости для минералов эклогитов Салмы и титанита. Существенно Магнитная восприимчивость, завышенными (~ в 200 раз) Минерал n*10-6 ед.Си оказались значения для кварца Гранат 2560 и плагиоклаза по сравнению Пироксен 50 с табличными, что, вероятно Амфибол 3180 обусловлено неточной Кварц, Плагиоклаз (-) 3600 - 2800 оценкой количественно Компонент «Rud» 26480 минералогического состава и не включенными в расчет железистыми фазами, например, биотитом. Попытка решить систему уравнений за вычетом кварца и плагиоклаза не позволяет добиться корректного и интерпретируемого решения.

Кроме значений магнитной восприимчивости в 2 образцах была определена их плотность, которая составила: 3.23 г/см3 – для гранатового эклогита и 3.05 г/см3 – для амфиболизированного. Проведенное численное моделирование (аналогично таковому для магнитной восприимчивости) позволяет сказать, что для 1 группы неизмененных эклогитов среднее значение плотности равно 3.46±0.15 г/см3. Для группы измененных эклогитов распределение значений плотности описывается бимодальныим законом с пиками ~ 3.24 (70% совокупности) и 3.31 (30%), вариации плотности составили ±0.15 г/ см3. Некоторое увеличение модельной плотности пород связано с отсутствием кварца в модели, понижающего плотность на – 0.3 г/см3. Таким образом, измеренные плотности эклогитов соответствуют «частично» (3.23 г/см3) и «полностью» (3.05 г/см3) измененным эклогитам пояса Сулу.

выводы. Исследованные эклогиты Салмы (к-р Куру-Ваара) в различной степени подвергнуты вторичным преобразованиям (амфиболизация), влияющими на магнитно плотностные свойства. Определяющую роль в магнитных свойствах эклогитов играет минеральный состав, являющийся функцией P-T условий метаморфизма. Максимальные значения магнитной восприимчивости наблюдаются в частично амфиболизированных эклогитах - 1.0*10-3 ед.Си, составляя в неизмененных эклогитах ~6.4*10-4, а в апоэклогитовых амфиболитах ~3.1*10-4 ед.Си., что обусловлено наличием таких минералов как ильменит в первом, малой железистостью пород во втором и преобладанием Fe3+ над Fe2+ в третьем случае. По значениям магнитной восприимчивости эклогиты Куру-Ваары могут быть сопоставлены с т.н. «частично измененными» эклогитами пояса Сулу (Китай).

Таим образом, магнитная восприимчивость эклогитов является дополнительным критерием позволяющим дифференцировать в различной степени измененные эклогиты, а так же использоваться при поисках новых тел.

Авторы выражают благодарность А.Г. Гончарову (ИГГД РАН) за проведенные исследования минералов методом ЯГР.

Скублов С.Г., Балашов Ю.А., Марин Ю.Б. и др. U-Pb возраст и геохимия цирконов из салминских эклогитов (месторождение Куру-Ваара, Беломорский пояс) // Доклады АН. 2010. Т. 432. № Слабунов А.И., Володичев О.И. Субдукционная и коллизионная геодинамика в поздем архее (на примере Беломорской провинции Балтийского щита) // Проблемы геодинамики и минерагении Восточно Европейской платформы. Материалы международной конференции. Воронеж. 2002. Т. 1. С. 119–121.

Травин В.В., Козлова Н.Е. Локальные сдвиговые деформации как причина эклогитизации (на при мере структур Гридинской зоны меланжа, Беломорский подвижный пояс) // Доклады Академии наук. 2005.

Т. 405. № 3. С. 376-380.

Abalos B., Aranguren A. Anisotropy of magnetic susceptibility of eclogites: mineralogical origin and cor relation with the tectonic fabric (Cabo Ortegal, Spain). // Geodinamica Acta (Paris). 1998.11 (6), 271–283.

Haijun Xu, Zhenmin Jin et al. Magnetic susceptibility of ultrahigh pressure eclogite: The role of retrogres sion // Tectonophysics. 2009. vol. 475. p. 279– Qingsheng Liu, Qingsong Liu et al. Magnetic properties of ultrahigh-pressure eclogites controlled by ret rograde metamorphism: A case study from the ZK703 drillhole in Donghai, eastern China // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2007. vol. 160. p. 181– Qingsheng Liu, Qingsong Liu et al. Magnetic study of the UHP eclogites from the Chinese Continental Sci entific Drilling (CCSD) Project // Journal of Geophysical Research. 2009. vol. 114. doi:10.1029/2008JB РАдИоэМАНАЦИоННЫЙ МеТод оЦеНКИ ГеодИНАМИЧеСКоГо СоСТо ЯНИЯ оПолзНевоГо СКлоНА Гаспарян В.Р.,Гаспарян Р.К.

Институт геофизики и инженерной сейсмологии НАН РА, Армения,rolangas@rambler.ru В последние 10-15 лет на территории Армении отмечается резкая интенсификация оползневых процессов, связанная с общей активизацией геодинамической обстановки во всем Альпийско-Гималайском регионе, климатическими изменениями, вырубкой лесов на больших площадях, небрежным использованием оросительных вод, непродуманными подрезками и перегрузками склонов, прекращением выполнения противооползневых мероприятий из-за отсутствия финансов и т.п. (Бойнагрян и др., 2009).

Как известно, обоснованная оценка оползневой опасности требует решения целого ряда вопросов, касающихся строения склона, его состава, состояния, свойств, условий залегания и мощности отдельных толщ горных пород, их водообильности и др. Решение этих вопросов, наряду с данными о климатических, гидрогеологических и сейсмических условях района, сведениями о деятельности человека и истории развития оползня, является основой для успешного проведения расчетов устойчивости склонов. В настоящее время наиболее проблематичным вопросом остается количественная оценка сейсмического воздействия на устойчивость оползневых склонов (Гаспарян 2004).

Мировой опыт показывает, что достоверность расчета не столько определяется строгостью применения математического аппарата, сколько наибольшей степенью учета расчетной схемы механизма деформирования склона, реальных характеристик физико-механических свойств грунтов, формы поверхности скольжения и др. (Шеко, 1984), а также фактического влияния на устойчивость склона природных и техногенных факторов.

Из сказанного следует, что важнейшим этапом прогноза оползневых продвижек является всестороннее и многоплановое изучение оползневых склонов путем привлечения комплекса методов, основанных на изучении различных параметров геологической среды. Традиционные методы инженерно-геологических и геомеханических изысканий далеко не всегда могут с необходимой полнотой ответить на вышепоставленные вопросы.

В этом отношении применение геофизических методов открывает дополнительные возможности. Они позволяют обследовать большие площади при детальности наблюдений, недоступной для других видов геологических изысканий (Огильви,1990).

В частности замеряемые параметры геофизических полей автоматически учитывают те геологические и гидрогеологические особенности, которые иногда невозможно идентифицировать по отдельности. Наконец, неизмеримо возврастают возможности мониторинговых наблюдений, так как геофизические измерения позволяют получить непрерывную пространство-временную информацию о состоянии пород оползневого массива без нарушения природных условий (Гаспарян, 1989).

Не заостряя внимание на известных преимуществах геофизических методов исследования оползней, отметим, что существенные трудности возникают при изысканиях, проводимых на урбанизированных территориях, где геофизические поля большей частью подвергаются искажению полями - помехами электромагнитного и механического происхождения. В этой связи наиболее помехоустойчивыми являются методы, основанные на изучении газовых компонентов и параметров естественной радиоактивности геологической среды (Бондаренко и др.,1983;

Гаспарян и др.,1985).

Наиболее чувствительным методом среди радиометрических, реагирующих на изменение полей напряжений и деформаций массива пород, является эманационный.

Радиометрические методы изучения оползней базируются на возможности исследования напряженно-деформированного состояния (НДС) оползневых склонов по данным о прострнственно-временных изменений поля радиоактивной эманации (ПРЭ). В результате проведения большого обьема экспериментальных исследований (Николаев,1983) были выявлены общие закономерности изменения параметров эманационного поля и НДС горных пород, которые свидетельствуют о детермированном характере развития геодинамических процессов в горном массиве – “вплоть до перехода определенных обьемов пород в состоянии неустойчивого равновесия с последующим выбросом энергии в форме определенного геодинамического процесса ” (сейсмический и горный удар, оползень и др.).

Рис. Нормированные значения концентрации эманации (I) и распределение значений коэффициента мобилизованного сопротивления сдвигу (II) вдоль потенциальной поверхности скольжения оползня.

Коэффициент Концентрация мобилизованного Фазы ползучести эманации (NRn) сопротивления сдвигу (tg ) a). отсутствие длительных фоновое 0 t t g g деформаций (фаза жесткости) b). длительные деформации максимальное t 0 t t j ' g g g (фаза полз-чести) c). происходит срез (фаза минимальное t =t j ' g g пластичности) Таблица. Концентрация эманации при различных фазах глубинной ползучести оползневых склонов ( t 0 - некоторое пороговое значение мобилизованного сопротивления сдвигу, g при котором еще не происходят длительные деформации;

t j ' - значение мобилизованного g сопротивления сдвигу при срезе грунта).

Из теории эманационного метода известно, что для бесконечного полупространства концентрация эманации в грунтовом воздухе описывается следующей формулой (Новиков,1965):

N R r a h N R = 3.7 n a где N R - содержание радона в породах грунта;

N R - содержание радия в грунте;

r a n -плотность грунта;

a - коэффициент эманирования;

h - пористость.

Как видно из формулы концентрация эманации, помимо количества радиоэлементов, зависит также от петрофизических свойств и коэффициента эманирования горных пород.

Допуская, что для конкретных типов горных пород N R const, легко заметить, что N R a n будет зависить только от r,h, a. Именно эти параметры терпят наибольшие изменения в различных геодинамических зонах (оползни, карст, тектонические нарушения и др.), оказывая тем самым существенное влияние на процесс накопления и перемещения радиоактивной эманации в горных породах. Так, режимные радиоэманационные наблюдения выполненные на различных оползнях Армении (Дилижан, Джаджур и др.) свидетельствуют о высокой дифференцированности эманационного поля в пределах действующего оползня. Средний уровень ПРЭ в устойчивой части склона существенно ниже, чем в зоне активных оползнепроявлений. Характерной особенностью ПРЭ вдоль склона является аномально высокие значения суммараной концентрации эманации в районе главного уступа оползня. Аномальная концентрация эманации выше бровки отрыва оползня обусловлено возникновением и формированием очаговой зоны глубинной ползучести (Тер-Степанян,1978), где образуются микротрещины растяжения, способствующие увеличению коэффициента диффузии (D) и эманирования () оползневых грунтов (рис.).

Не претендуя на однозначность такого толкования процесса эманирования горных пород в геодинамических зонах, в частности, на участках развития оползневых процессов, отметим, что по результатам экспериментальных исследований все три фазы подготовки процесса глубинной ползучести характеризуются экстремальными значениями поля радиоактивной эманации ( Таблица.).

Бондаренко В.М., Викторов Г.Г., Демин Н.В. и др. Новые методы инженерной геофизики. М., Недра, 1983, 224с.

Бойнагрян В.Р., Степанян В. Э., Хачатрян Д.А. и др. Оползни Армении.-Ереван, 2009.-308 с.

Гаспарян Р.К., Газарян Г.О. Исследовании вариаций естественного радиоактивного поля в целях оценки напряженно-деформированного состояния массива горных пород. В кн.: Геофизические способы контроля напряжений. ИГД АН СССР, 1985, с. 68-72.

Гаспарян Р.К., К вопросу о геофизических критериях оценки устойчивости оползневых склонов.

Изд. “Гитутюн” НАН РА, Гюмри, 2004, с. 47-58.

Гаспарян Р.К., Особенности геофизических исследований в системе инж.-геол. мониторинга Дили жанского района. Изд. ВИНИТИ, N81-В89, М., 1989, 26с.

Новиков Г.Ф., Капков Ю.Н. Радиоактивные методы разведки. Л., Недра, 1965, 760с.

Огильви А.А., Основы инженерной геофизики. Под ред. В.А. Богословского. М., Недра, 1990, 510с.

Оползни и сели. Под ред. А.И. Шеко, ГКНТ, М., 1984. 350с.

Проблемы геофизики XXI века. Отв. ред. А.В. Николаев. Кн.2. М., Наука, 1983, 332с.

Тер-Степанян Г.И. Новые методы изучения оползней. Изд.АН, Ереван, 1978, 151с.

ЭЛЕКТРОПРОВОДНОСТЬ ЗЕМНОЙ КОРЫ ПРИАЗОВСКОГО МЕГАБЛОКА ПО ДАННЫМ ЭКСПЕРИМЕНТАЛЬНОГО МТ-ЗОНДИРОВАНИЯ Зайцев Г.Н., Кушнир А.Н.

Институт геофизики им. С.И. Субботина НАН Украины, georgez2001@mail.ru.

На территории Приазовского мегаблока Украинского щита (УЩ) и его восточной части разными авторами были проведены магнитотеллурические (МТ) и магнитовариационные (МВ) исследования, 1:200000 и 1:1000000 масштабов, сделанные под руководством А. И. Ингерова (Ингеров, 1987, 1988;

Ingerov et al., 1999;

Ингеров, Рокитянский, 1993), современные наблюдения, проведенные сотрудниками донецкого института УкрНИМИ (Азаров и др., 2005), а также экспериментальные наблюдения по профилю «DOBRE», результаты которого получены в ходе полевого сезона 2009 года, сотрудниками Института геофизики им. С.И. Субботина НАН Украины. Профиль «DOBRE» субмеридионального простирания, который начинался на северном склоне ДДВ и заканчивался на юге Приазовского мегаблока УЩ. Конфигурация пунктов наблюдений предусматривала выбор конкретных мест расположения точек геоэлектрических наблюдений с учетом того, чтобы минимальным количеством станций можно было получить оптимальные данные вдоль профиля, а также избежать влияния различных помех техногенного характера.

Для выполнения работ были использованы автоматические цифровые пятикомпонентные длиннопериодные станции LEMI-417, разработанные в Львовском Институте космических исследований (Украина, г. Львов). Регистрация компонент магнитотеллурического поля проводилась по методике, описанной Сафоновым (Электроразведка, 1980) и Матвеевым (Матвеев, 1990). Синхронизация станций осуществлялась с помощью GPS приемника. Блок-схема измерительного комплекса показана на рис.1.

Рис.1. Блок-схема измерительного комплекса.

Где: ФЗМ – трехкомпонентный феррозондовый магнитометр;

4-х канальный измеритель теллурического поля – подобранные пары неполяризующихся электродов LEMI-701;

Микроконтроллер - Процессор сбора и предварительной обработки информации;

FLASH-память – накопитель данных;

ЖКД – жидкокристаллический дисплей для мониторинга работы станции;

GPS – служба синхронизации по времени, состоящая из GPS –приемника;

Управление – блок внешнего управления станцией;

RS-232 – последовательный порт для управления и калибровки станции с помощью персонального компьютера класса «NOTEBOOK».

Последующая обработка полученных результатов проводилась с помощью программного комплекса PRC_MTMV (Система обработки магнитотеллурических и магнитовариационных данных) разработанного И. М. Варенцовым (Россия, г.Троицк, ИГЕМИ РАН), который позволяет обрабатывать данные всевозможных одноточечных, синхронных, выполненных по методу “удаленной базы” (remote refference, или сокращенно RR), МТ и МВ-записей, полученных с различной цифровой (и аналоговой) аппаратуры (Varentsov et al., 1997).

Обработка экспериментальных данных проходила в два этапа: первый – это препроцессинг временных рядов полученных станциями на каждом пункте наблюдений.

Заключающийся в прореживание данных с целью отбраковки различных импульсных помех, связанных с предпусковой автокалибровкой станций, а также движением различного авто и мототранспорта в оперативной близости от станции. Второй этап – непосредственная обработка оптимизированного ряда, для построения амплитудных и фазовых значений импеданса, кривых кажущегося сопротивления: для меридионального (xy) и широтного (yx) направления. Основной проблемой при обработке данных была существенная дисперсия значений, полученных в области низких частот (Рис.2а), однако увеличение временного интервала записи позволило статистически уменьшить дисперсию и сгладить полученные кривые (Рис.2б).

а) б) Рис.2. Зависимость дисперсии сигнала от длины записи.

В большей части блока уровень кривых МТЗ соответствует значениям суммарной продольной проводимости верхнего слоя осадочного слоя (Ѕоп), которая изменяется от 1 См (в центральной части мегаблока) до 100 См (на периферии). Наблюдается значительное расхождение экспериментальных данных (до двух порядков), проведенных разными авторами на одной и той же точке. Следует отметить, что на всем диапазоне периодов на большей территории Приазовского мегаблока значения у аномально высокие (порядка 100000 Ом·м) и отражают малую приповерхностную суммарную продольную проводимость. С ростом Ѕоп уменьшаются и значения у до уровня 100 Ом·м.

На всех периодах вдоль профиля наблюдается разхождение уровня кривых МТЗ на целый порядок для разных поляризаций электрического поля (Рис.3а, 3б), значения у сильно изменяются от 100 Ом·м до 1000 Ом·м в с равнении с уровнем кривых МТЗ на всем Приазовском мегаблоке. Помимо этого на кривых МТЗ наблюдаются минимумы на периодах 100с. Это соответствует присутствию вертикальной глубинной проводящей структуры. Много кривых МТЗ расположено значительно выше уровня глобальных данных, поэтому тяжело оценить глубину залегания проводников. При этом, качественная оценка залегания проводников с суммарной продольной проводимостью около См, за одномерным представлением колеблется от 10 до 50 км.. Кроме того, наличие минимумов на кривых МТЗ на периодах больше 100 с во многих пунктах Приазовского мегаблока может свидетельствовать о вероятности существования пласта повышенной проводимости в верхней мантии в этом регионе.

а) б) Рис.3. Уровень кривых МТЗ для разных поляризаций электрического поля Отметим, что анализ кривых магнитотеллурического зондирования показывает, что Приазовье и сопредельные территории Донбасса и северного склона Днепровско Донецкой впадины (ДДВ) содержат области с высокой электропроводностью на разных глубинах. По магнитовариационным данным территория характеризуется резкими латеральными неоднородностями, что вызвано в значительной степени неоднородным распределением электропроводности пород.

Следует сразу заметить, что эти оценки носят предварительный характер и будут использованы для трехмерного моделирования.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 12 |
 



Похожие работы:





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

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