Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

з»

100

І 1 км

?о

(1990 р

?™"

0991 Р > У ЗІСтавленні 3

домами земної кори за К.Ф. Тяпкшим,

точки спостережень; 4 - умовний контур Українського щита

локальних аномалій у поведінці р

. У цьому разі можна

простежити, що характерні особливості низки аномалій прямо чи

посередньо пов'язані з фрагментами розломів, винесених на рис. 31,

що свідчить про дрібноблокову будову фундаменту Українського

щита і виявлення цих блоків у полі р

4. Розломи земної кори у полі р

виявляються, принаймні,

у трьох формах: уступами у рівнях р

; локальними лінійними

мінімумами; уступами у рівнях, що супроводжуються лі-

нійними локальними мінімумами. Не всі винесені на карту

розломи фіксуються однаково чітко. Деякі з них не виявляються

зовсім. Найчіткіше, можна сказати ідеально, виявляється уже

згадуваний, найдетальніше вивчений Криворізько-Кременчуць-

кий розлом 2.22. Він фіксується уступом у рівні

що супровод-

жується локальним лінійним мінімумом р

над розломом.

Причин поганого виявлення розломів у ПОЛІ От може бути

декілька. Одна з них — реальна: розлом давно втратив

активність; пори заліковані і немає об'єктивних факторів для

утворення зони підвищеної провідності. Інша причина

пов'язана з різним масштабом зйомок, за результатами яких

виділялись розломи, і масштабом поля р

. Зокрема, розломи,

винесені на рис. 31, виділялися переважно за даними

гравітаційних і магнітних зйомок у масштабі 1 : 200 000, а

мережа точок МТЗ, використана для побудови карти р

, у

кращому разі задовольняє масштабу 1 : 2 500 000.

Стосовно питання чіткості виявлення різних систем у полі

слід зазначити, що чіткої відповіді на нього за наявними

матеріалами поки що дати неможливо. Накреслюється дещо

яскравіше виявлення в полі р

розломів, орієнтованих по ази-

муту 17°. Це не лише вже згадувані розломи 2.22 і 2.26, а й

розломи 2.18 і 2.24. Більше того, в середині інтервалу між роз-

ломами 2.22 і 2.24, паралельно до них, виявляється розлом на-

ступного порядку, не винесений на карту. Однією з можливих

причин цього явища може бути відносно молодий вік цієї сис-

теми розломів. За часом утворення вона остання з шести на-

несених на карту [203].

Незважаючи на деякі труднощі виділення розломів фундамен-

ту в полі р

, з наведених вище даних можна зробити висновок

про ефективність використання магнітотелуричного профілюван-

ня для картування розломів. А разом з іншими геофізичними ме-

тодами магнітотелуричне профілювання може бути використане

для класифікації розломів, зокрема для виділення серед них та-

ких, що «живуть» нині.

100

10'

,Ом-м

І / г' II

* III

о/

\ ^ -У

тЧ

/Кс

п N

1\ і

1 1

Та

10"

Розглянемо можли-

вості використання ме-

тоду МТЗ для вивчення

вертикальних електрич-

них розрізів. З цією ме-

тою виконаємо аналіз

експериментальних кри-

вих р

МТЗ. Під час спо-

стережень використову-

вались варіації з періодом

від 0,1 до 1 000 с. На рис.

32, а наведено типові

криві р,, які найчастіше

трапляються на щиті.

Максимальну кіль-

кість кривих р

МТЗ за

формою можна віднести

до типу /, що поділяєть-

ся за рівнем значень ру-

на два підтипи, що від-

повідають високоомним

блокам /а і низькоом-

ним 16. Характерною

особливістю кривих цьо-

го типу є слабко вира-

жені екстремуми, що

відповідають провідни-

кам з помірною провід-

ністю. Криві типу II ха-

рактеризуються довгими

низхідними гілками в

діапазоні від 10 до 1000 с,

які відповідають висо-

копровідним об'єктам.

Криві типу III характе-

ризуються чітко вираже-

ним мінімумом в інтервалі періодів від 10 до 100 с. Це класичний

вид кривих р

над крутоспадними електропровідними пластами.

Є також складніші криві (див. рис. 32, б).

Як випливає з рис. 32, с, на Українському щиті практично не

трапляються криві р

, що відповідають моделі нормального

Х'

г—

ч\

Іх

\ГУ

Ш /

.о

ОІ '

' о-

-ті

Аі

Сі

1,0

Ю 1,0 \ю^тс

Рис 32. Типові криві р

МТЗ (а) і комірка сітко-

вої карти розміром 50x50 км, поділена на чотири

частини розмірами 25x25 км (б):

1, 2

—

відповідно меридіональні і широтні криві р

МТЗ;

—

точки спостережень

101

(платформеного) розрізу, в якому відсутні електропровідні шари в

земній корі і верхній мантії. У переважній частині кривих р

про-

стежуються чіткі екстремуми, які в межах стандартного підходу

свідчать про наявність електропровідних шарів у розрізі. Спробу-

ємо розібратися у цьому парадоксі.

Аналізувати криві р

за площею найзручніше за сітковою

картою. Для її побудови Український щит було поділено на

окремі комірки розміром 50 х 50 км. Всередині кожної комірки в

білогарифмічному масштабі з єдиним модулем виносились криві

для точок, що потрапили у цю комірку. Так само зазначалось

положення точок у плані. На рис. 32, б наведено вигляд однієї з

таких комірок.

Вважають [171], що осереднення кривих р

МТЗ дає змогу

певною мірою позбутися впливу локальних поверхневих

неоднорідностей. Тому однією з цілей побудови сіткової карти

було отримання осереднених кривих р

для кожної комірки,

що характеризують мінімально спотворений геоелектричний

розріз такої комірки. На жаль, ця ідея на практиці не справди-

лась. Наявну в поведінці кривих р

відмінність не лише в ме-

жах комірки розміром 50 х 50 км, а часто навіть у межах окре-

мих її частин розміром 25 х 25 км (див. рис. 32, б) ніяк не мо-

жна пояснити малими спотвореннями горизонтально-

шаруватого геоелектричного розрізу. У цьому разі форма кри-

вих р

визначається переважним впливом неоднорідностей, що

перебувають у верхній частині розрізу.

З наведених вище даних випливає, що найвірогіднішою при-

чиною досить різких змін кривих

на близьких відстанях є дріб-

ноблокова будова докембрійського фундаменту Українського щи-

та. Причому, судячи за картою, поданою на рис. 31, різнорідні

блоки характеризуються розмірами 35 км і менше. З метою пере-

вірки цього припущення було проведено математичне моделю-

вання кривих

зумоалених двомірним розрізом, поданим чергу-

ванням високоомних (р = 1 000 Ом м) і низькоомних (р =

= 10 Ом м) блоків літосфери з поперечним розрізом 17,5 км. Гли-

бина до верхнього краю блоків прийнята 2 км, а до нижнього —

100 км. Результати моделювання наведено на рис. 33. Криві V

відповідають точці над центром низькоомного блока, криві 2' —

точці над центром високоомного блока, а криві З' — точці, роз-

міщеній над межею між різними блоками.

З рисунка видно, що розраховані криві р

мають форму і рі-

вень, близькі до тих, що спостерігаються на щиті. В цьому разі

102

форма кривих в основному

визначається положенням

розрахованих точок відно-

сно блоків, що вивчають-

ся. При положенні розра-

хованої точки над високо-

омним блоком спостеріга-

ється значна відмінність

мщс поздовжніми і попере-

чними кривими, а при її

положенні над низькоом-

ними блоками така відмін-

ність зменшується. Як ДО-

НІВ

І. І.

Рокитнянський

1171], у разі деякого

(навіть незначного) пово-

роту осей спостережуване

розходження двох кривих

МТЗ за ортогональними

напрямками зменшується,

і вони можуть виявитись

близькими за формою і

рівнем значень. Формаль-

на інтерпретація таких

кривих у межах горизон-

тально-шаруватої моделі

дає коровий провідник з

електричною провідністю

близько 100 См і глибиною

залягання покрівлі порядку

10 км. Іншими словами,

отримується розріз, що

має дуже мало спільного з

параметрами вихідної моделі.

Отже, ми дійшли висновку про надзвичайну складність вико-

ристання формальних прийомів інтерпретації кривих р

МТЗ для

отримання вертикального електричного розрізу в межах горизон-

тально-шаруватих моделей. Для цього потрібно відшукати ділян-

ки, в яких був би відсутнім вплив розломно-блокової тектоніки. А

оскільки, виходячи з карти, поданої на рис. 31, такі ділянки

знайти важко, то, мабуть, краще такими прийомами не користувати-

ся. Цей висновок протирічить чинній практиці, але він не новий.

10"

10'

оі

V?/

N чМ

\ оу

ч /

\ /

о/

>•4

ьтУ

у \

—-Г і-

7 \

/ ч

о/

>•4

203Е

34Н5

Рис. 33. Вертикально-шаруватий розріз (а) і

графіки кривих р

над ним за О.І. Інгеровим,

О.В. Ганоцьким:

—

високоомні блоки; 2

—

низькоомні блоки; і, 4

—

відповідно поздовжні і поперечні криві

рті

—

точки

дослідження

103

Автори праці [47], проаналізувавши вплив поверхневих неоднорі-

дностей на криві р

, дійшли подібних висновків- Зокрема, вони

зазначили таке. Під впливом геоелектричних неоднорідностей

криві р

МТЗ можуть формуватися аж до появи несправжніх мак-

симумів і мінімумів. їх формальна інтерпретацій Що грунтується

на використанні горизонтально-однорідних моделей, призводить

до неправильних уявлень про вертикальний розподіл електропро-

відності: неправильно визначаються питомий огїір і товщина ша-

рів, виникають несправжні шари.

Можливий інший підхід - вивчення глибинної будови верхніх

оболонок Землі за допомогою вертикальних розрізів ефективних

значень р

або імпедансів 2.

На рис. 34, а наведено вертикальний розріз ефективного ім-

педансу 2"

ф за одним із профілів, розміщених у Приазовській ча-

стині Українського щита. Розріз побудовано за результатами

МТЗ, виконаних С.Г. Креймером і Р.Я. КивелЮком у 1981 р. у

діапазоні періодів варіацій телуричного поля ВІД 0,1 до 1 600 с.

Елементи телуричного поля в діапазоні періоді? 10—1 600 с від-

повідають глибинам, що явно перевищують глибину до поверхні

Мохоровичича на Українському щиті.

З рис. 34, а випливає, що земна кора і верхня мантія вздовж

розрізу розділені на серію вертикальних блоків, що чергую-

ться за електропровідністю, горизонтальні розігри яких значно

менші від вертикальних, тобто не лише підтверджується зробле-

ний раніше висновок про дрібноблокову будову земної кори щи-

та, а й встановлюється вертикальність меж цих блоків. Важливість

цього факту важко переоцінити.

Із зіставляння результатів інтерпретації вертикального розрізу

ефективного імпедансу 2

еф

і фактичних геологічних даних (див.

рис. 34, б) випливає, що положенню відомих великих розломів

відповідає концентрування вертикальних глибинних зон підви-

щеної електропровідності, що чергуються з зонами підвищених

електричних опорів. Найвірогідніша геологічна природа глибин-

них зон підвищеної провідності — це між блокові зони, насичені

флюїдами. Геологічна природа зон підвищеного електричного

опору може бути двоїстою. Найшвидше це найменш порушені

ділянки земної кори, але, можливо, це міжблокеві зони, заповне-

ні поганопровідним матеріатом типу інтрузій.

Наведений вище приклад свідчить про ефективність викорис-

тання МТЗ для вивчення глибинної будови верхніх оболонок Зем-

лі, зокрема, для виявлення і вивчення глибинний розломів.

104

Рис. 34. Вертикальним розріз ефективного імпедансу (а) і результати інтерпретації

вертикального розрізу у зіставлянні з відомими геологічними даними (б):

ЛЯ

—

західно-приазовська серія; 1'Р,

—

центрально-приазовська серія; 1

—

точки спостережень

ня профілі; 2

—

ізолінії ефективних значень р

або імпедансу ^ф, Ом м, З- глибинні зони

високої електропровідності; 4

—

глибинні зони високого опору; 5

—

осьові лінії відомих глибин-

них розломів

Горизонтальне розшарування. Проблема виявлення горизон-

тального розшарування за електричними властивостями порід зем-

ної кори і верхньої мантії значно складніша, ніж у сейсмічній мо-

делі. Самі поняття «земна кора» і «верхня мантія», що використо-

вуються в цьому разі, є елементами сейсмогеологічної моделі. Як

глобальну субгоризонтальну межу в земній корі, що визначається

електричними методами (ВЕЗ, ДЕЗ, МТЗ, 43 та ін.), можна на-

звати лише одну -- поверхню кристалічного фундаменту. Всі ре-

шта субгоризонтальні межі в земній корі і верхній мантії

(включаючи й наявність астеносфери) — гіпотетичні. Зокрема,

підошва земної кори — сейсмічна межа Мохоровичича — в елек-

тричних полях (за даними МТЗ і МВЗ) практично не фіксується.

Стосовно проблеми існування астеносфери зазначимо таке.

На основі аналізу й узагальнення результатів вивчення верхньої

Ж.

105

мантії сейсмічними методами в різних регіонах земної кулі вста-

новлено [173], що потужні шари зі зниженими швидкостями по-

ширення пружних хвиль, які розміщені на глибинах понад 80—

100 км і можуть бути ототожнені з астеносферою, найчастіше

слабко виражені або взагалі відсутні під найстабільнішими ділян-

ками земної кори, такими як давні кристалічні щити і докембрій-

ські платформи, зокрема Східно-Європейська. Хвилеводи, що

ототожнюються з астеносферою, досить чітко фіксуються лише в

тектонічно активних районах, таких як гірсько-складчасті спору-

ди, рифтові зони й ділянки переходу від континенту до океану.

Водночас на ділянках сучасного орогенезу, наприклад у Алтає-

Саянській зоні, хвилевод, що розглядається, не було виділено. Відсу-

тні також надійні дані, що свідчать про його повсюдне поширення

під Кавказом. На рис. 35, а наведено схему розподілу районів, в яких

фіксується астеносфера на території Росії і суміжних країн.

Отримана за результатами МТЗ—МВЗ крива р

нормального

геоелектричного розрізу (див. рис. 29, б) для Східно-Європейської

платформи підтверджує наведений вище висновок про відсутність

астеносфери в її межах. Мабуть, цей висновок стосується й інших

платформ.

У межах тектонічно активних ділянок на кривих р

МТЗ фік-

суються мінімуми (у межах горизонтально-шаруватих моделей),

що відповідають високопровідним шарам, які ототожнюють з ас-

теносферою. На рис. 35, б наведено схему розподілу районів, у

яких фіксується електрична астеносфера.

Збіг районів поширення хвилеводів і високопровідних шарів у

верхній мантії використовується дослідниками для доведення

справедливості наведених вище висновків про відсутність у верх-

ній мантії безперервного у планетарному масштабі шару частково

розплавлених порід (астеносфери) і приуроченості останнього до

тектонічно активних зон.

Можливе й інше пояснення цього збігу, зміст якого полягає в

такому. Вище було показано, що в межах Українського щита є

криві р

аномального (геосинклінального) типу. Причина появи

відповідного мінімуму на кривій

пов'язана не з астеносферою,

а з впливом мережі розломів. Тектонічно активні ділянки біль-

шою мірою порушені розломами, а отже, роль останніх у форму-

ванні геоелектричного розрізу значною мірою зростає. У кожному

разі, відокремити вплив глибинної високопровідної зони від

впливу розломно-блокових структур на форму та рівень значень

кривих р

в геосинклінальних зонах поки що неможливо. Тому

проблему існування електричної астеносфери потрібно вважати

106

Еїїі 1 £32 Я з ЩПШ 405І6І7

Рис. 35. Схеми поширення на території Росії і суміжних країн ша-

рів, що ототожнюються з астеносферою за А.С. Алексєєвим, В.З. Ря-

бим (а) і шарів верхньої мантії з різною електропровідністю за

Л.Л. Баньяном, Н.М. Бердичевським і Б.О. Окулеським (б):

1, 2

—

ділянки поширення астеносферних шарів відповідно за вірогідни-

ми і невірогідними даними; 3, 4

—

ділянки відсутності астеносферних

шарів відповідно за вірогідними і невірогідними даними; 5—7

—

електро-

провідність шарів верхньої мантії 5, См (5

—

5 > 10

, б 10

< 5 < 5 10

—

)

невирішеною. Проте, якщо електрична астеносфера відсутня і її

поява на кривих р

викликана впливом розломно-блокової текгоні-

107

ки, то пояснення збігу їх із районами поширення хвилеводів по-

трібно шукати також у впливі на результати сейсмічних спосте-

режень субвертикальних меж, які нині практично не враховуються.

3.4. Щільнїсна модель земної кори

і верхньої мантії

Під

щільнісною моделлю

земної кори і верхньої мантії слід ро-

зуміти сукупність поверхонь, що обмежують ділянки поширення

порід із певними щільнісними характеристиками, які апроксиму-

ють земну кору і верхню мантію і відповідають гравітаційному

полю на поверхні Землі. Зосередимо увагу на консолідованій час-

тині земної кори і верхньої мантії. Основними характеристиками

щільнісної моделі є: закони розподілу щільності у поверхневих

структурах фундаменту та її зміна з глибиною (щільнісний роз-

різ); вертикальна відокремленість земної кори і природа глибин-

них неоднорідностей; горизонтальне розшарування верхньої обо-

лонки Землі і можлива його природа.

Щільність порід верхньої частини кристалічного фундаменту.

Джерелом відомостей про щільність порід у поверхневих структу-

рах фундаменту є, в основному, прямі визначення її на зразках із

відслонень або свердловин. Найдоступніші для вивчення щільно-

сті порід кристалічної основи щити і кристалічні масиви. Резуль-

тати буріння на ділянках платформ з осадовим чохлом у декілька

кілометрів свідчать про однотипність порід кристалічної основи

платформ, кристалічних масивів і щитів. Тому дані, отримані на

щитах і кристалічних масивах, можна поширювати й на фунда-

мент платформ з незначними поправками на зміну .Р(-умов.

У межах усіх відомих щитів і кристалічних масивів спостеріга-

ється різка мінливість порід, що виходять на поверхню кристалі-

чної основи: від найкисліших до ультраосновних. їх щільність ко-

ливається від 2,4 до 3,4 г/см

, а найчастіше трапляються значення

2,6—2,9 г/см

. Водночас цікаво зазначити, що середня щільність

порід щитів змінюється у значно вужчих межах. Так, за даними

Н.Б. Дортман [213], середня щільність порід у сучасному зрізі Ба-

лтійського та Адданського щитів дорівнює 2,72 г/см

, Анабарсь-

кого — 2,75 г/см

. Середня щільність порід найбільш вивченого

Українського щита, за даними Г.Я. Голіздри [50], — 2,69 г/см

Причому він наводить дані фінських геофізиків, які отримали се-

реднє значення щільності порід Балтійського щита на території

Фінляндії точно таке саме, як і на Українському щиті. Дж. Бул-

лард [271 для кристалічних порід фундаменту Північної Америки

108