Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

км

Рис. 27. Схеми зіставляння результатів вивчення розломів східної частини

Українського щита геофізичними методами (а) та аніистра гиформної моделі

земної кори (б):

1, 2 - івдикатори розломів (/

—

уступи у рівнях гравітаційного (г) і магнітного (м) полів, 2

—

межі

ділянок з різними особливостями гравітаційного (

) і магнітного (м) полів); З

—

проекції розломних

структур на горизонтальну поверхню; 4

—

ділянки аномальної поведінки сейсмічних меж за даними

ГСЗ (світлі трикутники

—

у верхній частині розрізу, темні трикутники

—

межі М); 5 — виходи гли-

бинних розломів на поверхню Землі в авторських варіантах розрізів ГСЗ (темні трикутники

—

безпосе-

редні, світлі трикутники

—

отримані шляхом продовження осьових ліній розломів на розрізах); 6

—

умовний контур Українського щита;

7—10 —

комплекси (7

—

осадовий та осадово-вулканогенний, 8

—

гранітно-гнейсовий, 9

—

серпентинітовий, або астенолітовий, 10

—

гранушто-базигоаий); 11

—

межа

М;

12 — опорні

сейсмічні межі

поділу; 13 —

тектонічні

контакт; цифри на схемі

—

сейсмічні швид-

кості, виражені у кілометрах за секунду

Автори цієї тришарової моделі підкреслюють такі її особ-

ливості. Покрівля Кц І підошва М кристалічної земної кори, а

також поверхні К

і К

— це «товсті» сейсмічні межі, матері-

альне корелювання яких за сукупністю точок і майданчиків

надає їм характеру ламано-продовжувальних одна одну окре-

мих і переважно прямолінійних вузьких зон. У цьому разі ін-

тенсивність відбитих хвиль від меж К

і М набагато вища, ніж

від А"] і К

, що свідчить про різну їхню природу.

На думку автора, така модель відповідає справжній. Вона ві-

дображає вертикальну відокремленість земної кори, підкреслює

складну будову меж поділу між окремими шарами, яка фіксується

на практиці. Деякі сумніви викликає геологічна інтерпретація

проміжного шару в обговорюваній моделі. Однак, якщо прийняти

ідею про сейсмічні межі А", і К

як про межі різного напружено-

пружного стану речовини земної кори, то багато запитань зніма-

ється. Зокрема, стає зрозумілою уявна відсутність розломів у

проміжному поверсі — форма і тип руйнування порід у розломах

і проміжному поверсі ідентичні [229].

Стосовно сучасних можливостей вивчення вертикальної відо-

кремленості земної кори сейсмічними методами зазначимо, що

основна кількість розломів високих порядків характеризується

відносно малими зміщеннями вздовж них, що не приводить до

істотних змін сейсмічних параметрів середовища. Отже, розломи

високих порядків, якими пронизана земна кора, практично

«прозорі» для сейсмічних хвиль. Винятком є розломи, що розді

ляють великі блоки. Значні переміщення вздовж цього типу роз-

ломів і наступна тектонічна історія розвитку блоків призводять до

зміни їхніх інтегральних сейсмічних характеристик: числа і гли-

бини основних меж, межових і пластових швидкостей. Визначен-

ня цих характеристик можливе у блоках з горизонтальними роз-

мірами не меншими ніж 50--70 км.

Однак, не дивлячись на малу роздільну здатність ГСЗ віднос-

но вивчення вертикальних меж і зон розломів, хвильові поля і

сейсмогеологічні розрізи свідчать про їхню велику роль у структу-

рі кори, про блокову її будову. Найчастіше на всю глибину земної

кори, що досліджується сейсмічними методами, простежуються

розломи, які обмежують глибокі западини. Вони виявляються у

вигляді великих скидів вздовж фундаменту та у вигляді уступів по

поверхні М [91].

Горизонтальне розшарування і можлива природа меж поділу. Су-

часні дослідження земної кори провадяться в межах горизонтать-

но-шаруватих моделей, тобто горизонтальне розшарування земної

кори приймається апріорі. Нижче коротко розглянуто основні

думки на захист цих уявлень про можливу природу субгоризон-

тальних меж поділу.

Деякі сейсмічні субгоризонтальні межі мають конкретний

геологічний зміст, оскільки безпосередньо пов'язані зі стратигра-

фічними або літологічними межами в корі. Це поверхня фунда-

менту і деякі межі в кристалічній корі, простежені за даними

приповерхневої геології [91]. Останні виявляються в консолідова-

ній корі звичайно під досить великими кутами

—

20—40° і більше

і простежуються до глибин порядку 10—15 км.

Крім них у земній корі виділяють сейсмічні поверхні з майже

горизонтальним заляганням. Вони виявлені у межах щитів на

глибинах 5—7 км і часто пересікають круті геологічні структури.

У міру заглиблення роль цих меж на сейсмічних розрізах звичай-

но зростає, внаслідок чого кора і верхня частина мантії виявляю-

ться субгоризонтально розшарованими.

Число сейсмічних меж у корі змінюється як всередині регіо-

ну, так і від регіону до регіону. За однакової детальності робіт ча-

сто виділяються однорідні і розшаровані блоки. Змінюється також

і ступінь шаруватості з глибиною. Найбільше число довгих субго-

ризонтальних меж простежується звичайно в середній частині зем-

ної кори континентального типу на глибинах 10—25 км (між сей-

смічними межами К

і К

та в так званій перехідній зоні від кори

до мантії [91].

Стосовно природи зазначених вище сейсмічних меж варто

підкреслити її багатофакторність. Не виключаючи можливих від-

мін речовинного складу порід земної кори в процесі її пошаро-

вого утворення впродовж геологічної історії, варто враховувати

істотну роль таких факторів, як тиск Р і температура і, що зрос-

тають з глибиною. Під впливом цих факторів можуть виникати

межі різних пружно-напружених і квазігіластичних станів речови-

ни або межі геологічного перетворення речовини (фронти мета-

морфізму). Отже, виникнення сейсмічних меж цілком можливе

без істотної зміни речовинного складу порід. Більш того, Є.К. Ло-

совський довів [104], що для виникнення відбивних майданчиків у

земній корі зовсім не обов'язкова відмінність акустичних жорст-

костей порід на межах, цілком достатньо відмінності добротності

порід на цих межах.

Варто підкреслити, що якою б не була природа будь-якої сей-

смічної межі, якщо в її межах змінюються РУ-умови, вона зміню-

ватиме свої сейсмічні характеристики- зокрема граничну швид-

кість. Ця важлива теза поки що недооцінюється під час аналізу

6 9-38

сучасних даних ГСЗ. Припустимо, відбулося вертикальне перемі-

щення одного блока відносно іншого. В цьому разі одна й та са-

ма межа в обох блоках виявиться в різних .Рґ-умовах, а отже, з

різними сейсмічними характеристиками. Під час розв'язування

структурних завдань виникає проблема ідентифікації відповідних

меж. Деяким ілюструванням складності вирішення цієї проблеми

може бути сейсмічний розріз, складений І.С. Вольвовським [90].

За поведінкою проміжних сейсмічних меж (рис. 28, а) чітко про-

стежуються три блоки (/, II, III), проте використання цих меж

для відновлення структурного плану довкола трьох блоків — за-

вдання далеко не однозначне. Це легко виявляється на прикладі

межі зі швидкістю 7,0 км/с в блоці II. З якою із меж її можна

ідентифікувати у блоці І (7,0 чи 7,6 км/с) і в блоці III (6,6 чи 7,5

км/с)? Із розрізу не зрозуміло. Потрібні додаткові дані.

Для розв'язування геотектонічних завдань, і зокрема, з'ясу-

вання історії геологічного розвитку, не менш важлива проблема

існування глобальних сейсмічних меж та їхня ідентифікація в

різних геологічних умовах. Нині до них належать дві: поверхня

кристалічного фундаменту К

і підошва кори М.

Найнадійніше простежується межа особливо довкола дав-

ніх платформ, перекритих осадовим чохлом невеликої потужності

зі швидкостями поширення пружних хвиль не більш ніж 4,0—

4,5 км/с. Вона виділяється звичайно як заломлювальний гори-

зонт зі швидкостями, що змінюються від 5 до7 км/с (середнє зна-

чення (6,0 ± 0,2) км/с). Межа К

характеризується досить пологим

заляганням і системою невеликих за амплітудою скидів. Чітко ви-

являються горизонтальні неоднорідності фундаменту за швидко-

стями. Однак у межах давніх платформ для великих блоків від-

мінність у швидкостях звичайно не перевищує 0,2—0,4 км/с.

Важче виділити межі К

{)

в умовах молодих платформ, блоки

яких характеризуються більшим диференціїованням швидкостей

сейсмічних хвиль між сусідніми блоками (0,5—1,0 км/с). Наяв-

ність проміжного поверху в межах молодих платформ, а також

наявність високошвидкісних горизонтів у чохлі давніх платформ

(виливи базальтів або карбонатні товщі зі швидкостями 5,5—

6,0 км/с) зумовлюють проблеми ототожнення сейсмічних меж з

поверхнею фундаменту [91].

І все ж таки поверхню фундаменту можна вважати найна-

дійнішою глобальною сейсмічною межею. На більшій частині

території колишнього СРСР вона простежена не лише як стій-

кий заломлювальний горизонт, а й як добра межа обміну. У

глибоких западинах від неї реєструються також інтенсивні від-

бивні хвилі [91].

-7.5— 2

<о>

вГ-Щі

-7.5— 2

<о>

4 ^^ 5

Гш Лі Поле швидкостей в ізолініях по одному з розрізів ГСЗ (а) і блокова модель

межі М (б):

/ ітИі мічні межі і нідповідними їм швидкостями, км/с; 2

—

ізолінії пластових швидкостей,

км/с; ' ію ілом, 4 6 блоки з різними рівнями переміщення (4

—

середнім, 5

—

відносно

трохи підійнятим, 6

—

відносно опущеним)

Межу М, яка в структурній сейсмології приймається за межу

кора — мантія, вважають основною опорною сейсмічною межею,

оскільки ВІД неї ПОВСЮДНО простежуються заломлені ХВИЛІ З ВІД-

НОСНО стабільними швидкостями (8,0 ± 0,2) км/с і найінтенсив-

ніші, найчастіше домінуючі, відбиті та обмінні хвилі. Однак за

рідкісними винятками її не можна подати у вигляді простої межі

першого роду. Вона має складну внутрішню структуру.

Розглянемо деякі їх особливості.

1. У багатьох районах на розрізах ГСЗ простежуються відносні

вертикальні зміщення межі М, що досягають 10 км і більше. Така

поведінка свідчить про те, що межа М не може бути межею фазо-

вих і подібних до них переходів, що визначаються Рґ-умовами. Як

уже підкреслювалось, це не означає, що її сейсмічні характерис-

тики не будуть залежати від Л-умов.

2. Межа кора — мантія є складною перехідною зоною з висо-

ким вертикальним градієнтом швидкості або з дрібним внутріш-

нім розшаруванням. Вертикальна потужність цієї зони іноді до-

сягає 10 км. Часом автори розрізів зображують зону переходу кора —

мантія у вигляді декількох поряд розміщених меж М

, М

. За-

гальновизнаного пояснення цієї особливості межі Мпоки що немає.

Автору ця проблема багато в чому здається штучною. Якщо

виходити зі сталості межі М і описаної вище блокової будови зем-

ної кори, то внаслідок відносних переміщень блоків межа М на-

буває особливостей, зображених на рис. 28, б. У такій моделі межі

М відповідатиме спостережуване її «розшарування». У цьому разі

достатньо чіткі відбитки повинні отримуватись від торцевих меж

блоків з горизонтальними розмірами, що перевищують 10 км [58].

Дрібніше блокування, а також вплив Рі-умов імітують градієнт-

ність зони переходу кора — мантія.

Цікаві дослідження переходу кора — мантія виконані на мо-

делях [248]. Вивчалися межі першого роду — рівні і хвилясті, а

також перехідна зона. Порівняння отриманих результатів із фор-

мою запису глибинного відбиття, зареєстрованого від межі М на

півдні Німеччини, дали змогу дослідникам зробити висновок, що

реальна сейсмічна картина відповідає складній морфології

(хвилястості) межі М або можливе комбінування хвилястої струк-

тури межі М з перехідним шаром. Цей висновок можна вважати

підтвердженням пропонованої автором інтерпретації межі кора —

мантія.

Розглянемо далі положення межі кора — мантія довкола різ-

них геоструктур. За традицією, що склалася, за межу кора — ман-

тія приймають межу М, яку, в свою чергу, визначають як най-

ближчу до Землі сейсмічну межу, що чітко виявляється і має від-

носно витримані значення граничних швидкостей поширення

пружних хвиль (8,0 ± 0,2) км/с в межах материків і (8,0 ± 0,5) км/с —

в межах океанів. Значні відміни в будові і потужності земної кори

материків та океанів є прямим наслідком прийнятих припущень

про вит риманість значень граничних швидкостей на межі М.

Спробуємо оцінити, наскільки ці припущення правомірні.

Наприклад, у п. 3.1 було показано, що деякі сучасні глибоко-

водні ділянки морського дна були суходолом і, отже, в процесі

ІІ-ОНОІічної історії вони зазнали опускання. Змінилися Рі-

умоми в зоні межі М. Чи могли в цьому разі залишатися не-

імініїими сейсмічні параметри межі Л/? Мабуть ні! Тоді які ж

межі ми отримуємо?

Навіть у разі вивчення найвищої глобальної межі поділу

покрівлі кристалічного фундаменту допускається зміна його

швидкісних характеристик в інтервалі 2,0 км/с. Причому ця

«міна «умовлена не лише зміною речовинного складу порід

фундаменту, а й глибиною його залягання в розрізі. Тоді чому

ж не допускається можливість подібних змін сейсмічних пара-

метрів для межі АГ?

Ці та подібні до них запитання наштовхнули М.К. Буліна [25]

на альтернативні уявлення про положення межі М в океанах. На

основі аналізу світових даних ГСЗ в океанах із залученням ре-

зультатів, отриманих за методом обмінних хвиль землетрусів у

Курило-Камчатському регіоні, висувається така робоча гіпотеза:

потужність твердої кори в океанах досягає 10—20 км; межа М

розташована не в підошві третього (океанічного) шару, а в глиб-

ших горизонтах літосфери на глибинах 16—25 км нижче від рівня

моря; швидкість поздовжніх хвиль на рівні межі М оцінюється в

8,0—9,0 км/с з переважанням 8,3—9,0 км/с. Він порушив питання

про необхідність виділення у складі твердої кори дна океанів чет-

вертого шару потужністю 5—12 км як аналога нижнього шару зем-

ної кори континентів.

За даними, наведеними в [169], дослідники у західній час-

тині Середземного моря й південно-західній частині Тихого

океану нижче від традиційно прийнятої межі М установили

шар знижених (до 6,5 км/с) швидкостей, підошва якого роз-

міщена на глибині 35—50 км, а гранична швидкість поширен-

ня пружних хвиль досягає 8,3 км/с. Немає жодних протипока-

зань приймати саме цю межу за підошву земної кори, але тоді

виявляється, що океанічна кора сумірна за товщиною конти-

нентальній.

У світлі викладеного вище стає зрозуміло, що прийнята нині

океанічна кора здебільшого є лише верхньою її частиною. Проте,

відмовившись від традиційного підходу до визначення межі М в

океанах, ми зіштовхнулися з новою складною проблемою іденти-

фікації цієї межі на материках і в океанах. На жаль, без вирішен-

ня цієї проблеми сучасні глобальні структурні побудови за дани-

ми ГСЗ багато в чому втрачають своє значення. Як одним з

об'єктивних критеріїв визначення межі переходу від кори до ман-

тії можна скористатися відмінністю вертикальних градієнтів

швидкості в корі і верхній мантії, які відрізняються між собою не

менше, ніж на порядок [91].

3.3. Геоелектрична модель земної кори

і верхньої мантії

Під геоелектричною моделлю земної кори і верхньої мантії

розумітимемо сукупність поверхонь, які апроксимують земну

кору і верхню мантію, що складається з окремих елементів з

певними геоелектричними особливостями і відповідають зако-

нам розподілу електричного поля на поверхні Землі. Характе-

ристика геоелектричної моделі складається з таких компонен-

тів: закону розподілу електричних властивостей гірських порід,

що складають земну кору і верхню частину мантії; ролі субвер-

тикальної відокремленості і, зокрема, розломів земної кори у

формуванні геоелектричної моделі; існування горизонтального

розшарування і можливої природи субгоризонтальних меж по-

ділу, їхнього взаємозв'язку з сейсмічними межами, існування

астеносфери та деяких інших.

Питомий електричний опір порід земної кори. Джерелами відо-

мостей про питомий електричний опір гірських порід р можуть

бути вимірювання р на зразках, визначення його на відслонен-

нях, а також результати інтерпретації діаграм різних електричних

зондувань. Зосередимо увагу на характеристиці питомого елект-

ричного опору порід у консолідованій земній корі.

Результати вивчення питомого електричного опору на зразках

за нормальних тиску і температури полягають у такому.

Питомий електричний опір основних породоутворювальних

матеріалів (кварц, польові шпати, слюди та ін.) становить 10

—

Ом-м. Винятком є сульфіди, графіт і мінерали з елект-

ронною провідністю, питомий електричний опір яких зміню-

ється від 10~

до декількох ом-метрів.

Питомий електричний опір монолітних силікатних порід, що

складають консолідовану земну кору, дещо менший за питомий

електричний опір породоутворювальних мінералів і залежить від

складу, текстури, розмірів зерен і наявності домішок. Він харак-

теризується значеннями 10

—10

Ом-м. Головними факторами,

що визначають питомий електричний опір силікатних гірських

порід, є: пористість, вологонасиченість і ступінь мінералізації по-

рових вод. Наприклад, збільшення вологості порід (V на декілька

десятих часток відсотка зменшує їхній питомий електричний опір

більш ніж на порядок [146]. Іншими словами, електрична провід-

ність більшості гірських порід визначається не складом їхнього

силікатного «скелета», а ступенем пористості, вологонасиченістю

і ступенем мінералізації порових вод. Отже, більшість силікатних

гірських порід можна розглядати як провідники другого роду.

Експериментально отриманий зв'язок між р і IV в загальному

вигляді описується рівнянням [146]

1пр= — а\пї¥+Ь, (6)

де а і Ь — коефіцієнти, що залежать від концентрації електроліту,

електропровідності твердої фази та структурних особливостей порід.

Для туфів, гнейсів, габро, габро-діабазів і діабазів при ступені

вологонасиченості IV 0,3 — 2,7 % і зміні концентрації електролі-

ту від 0 до 20 г/л №01 коефіцієнти а і Ь коливаються в таких ме-

жах: а = 3,0 ... 4,6; Ь = 3,5 ... 5,5.

Наведені вище дані також свідчать про те, що фізичні вла-

стивості окремих зразків і великих ділянок земної кори далеко

не ідентичні між собою [16, 202]. Це особливо наочно видно

на прикладі питомого електричного опору консолідованої зем-

ної кори, зміна якого характеризується не відсотками, а по-

рядками величин.

Відомо [203], що земна кора розділена декількома системами

ієрархічно підпорядкованих розломів різних порядків на відповід-

ні їм блоки. Природно, порушеність (зокрема шпаруватість) порід

у межах зон розломів різного порядку відрізнятиметься від пору-

шеності блоків, які вони розділяють. Отже, залучення до дослі-

дження різних об'ємів, здавалося б, однорідних порід земної кори

повинно призводити до різних значень їхнього питомого елект-

ричного опору.

У зв'язку з цим набувають певного значення дані про пито-

мий електричний опір порід фундаменту, отримані за асимптоти-

чними значеннями р

вертикальних електричних зондувань

(ВЕЗ). І хоча даних таких визначень у літературі небагато, вони

можуть дати уявлення про порядок величин питомого електрич-

ного опору порід верхньої частини земної кори та їхні коливання.

Так, за даними М.П. Владимирова [40], питомий електричний

опір метаморфічних порід, що складають Кокчетавську брилу,

змінюється в межах від 300 до 25 000 Ом м, тобто приблизно на

два порядки, а в межах Ловозерського масиву (Балтійський щит),

що належить до глибинного розлому субширотного простягання,

питомий електричний опір верхньої частини земної кори змінює-

ться в межах 10

—10

Ом-м.

Вище розглянуто один із факторів, що визначає питомий елек-

тричний опір кристалічних гірських порід. Другим фактором,

який може активно впливати на електропровідність гірських по-

рід, є ступінь їхнього збагачення сульфідами або графітом, що є

провідниками першого роду. В цьому разі істотне значення має

структура вкраплень. Особливо відчутно зменшується питомий

електричний опір (на декілька порядків) у разі гальванічного

зв'язку між вкрапленнями.

Основна відмінність розглянутих вище двох факторів

(флюїди, що заповнюють шпаруваті зони розломів, і збагачення

порід сульфідами і графітом) полягає в тому, що перші повинні

виявлятися повсюдно, а другі — в межах певних струк-

турно-фаціальних зон, складених графітизованими і суль-

фідизованими породами. Як правило, це лінійні структури трого-

вого типу, приурочені до глибинних розломів.

Дуже важливе питання: як змінюються значення питомого

електричного опору гірських порід залежно від зміни температури

і тиску? Встановлено [146], що з підвищенням температури до

400—1000 °С питомий електричний опір більшості гірських порід,

що складають земну кору, знижується на 4—5 і більше порядків.

Вплив тиску Р має складніший характер. Результати експеримен-

тів свідчать про те, що питомий електричний опір більшості гір-

ських порід із зростанням тиску зменшується згідно із залежністю

простежується неоднакова інтенсивність зменшення їхнього пи-

томого електричного опору із збільшенням тиску і навіть трапля-

ється протилежна картина. Однак усі ці зміни, пов'язані із зрос-

танням тиску до 2 ГПа, не виходять за межі одного порядку. Де-

тальніші відомості щодо обговорюваних закономірностей наведе-

но в [146]. Варто лише додати, що у зв'язку з виниклою пробле-

мою походження провідного шару у верхній мантії певний ін-

терес становить вивчення впливу аморфної фази речовини. У разі

переходу речовини із кристалічного стану в аморфний простежу-

ється значне зниження її питомого електричного опору. Встанов-

лено [146], що всі ефузивні аналоги відрізняються від інтрузивних

порід більшою електропровідністю, не дивлячись на ідентичний з

ними хімічний склад. Достатньо чітко також виявляється диферен-

ціація базальтів за величиною електропровідності залежно від

аморфної фази.

близькою до лінійної. Водночас для деяких порід