0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

о

20

40

км

б

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 ( г ) 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 глибинних розломів на поверхню Землі в авторських варіантах розрізів ГСЗ (темні трикутники — безпосередні, 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 —тектонічніконтакт; цифри на схемі — сейсмічні швид-

кості, виражені у кілометрах за секунду

7 9

Автори цієї тришарової моделі підкреслюють такі її особливості. Покрівля Кц І підошва М кристалічної земної кори, а також поверхні Кх і К2 — це «товсті» сейсмічні межі, матеріальне корелювання яких за сукупністю точок і майданчиків надає їм характеру ламано-продовжувальних одна одну окремих і переважно прямолінійних вузьких зон. У цьому разі інтенсивність відбитих хвиль від меж Кп і М набагато вища, ніж від А"] і К2, що свідчить про різну їхню природу.

На думку автора, така модель відповідає справжній. Вона відображає 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 К2 як про межі різного напруженопружного стану речовини земної кори, то багато запитань знімається. 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 відокремленості 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 розломів і наступна тектонічна історія розвитку блоків призводять до зміни їхніх інтегральних сейсмічних характеристик: числа і глибини основних меж, межових і пластових швидкостей. Визначення цих характеристик можливе у блоках з горизонтальними розмірами не меншими ніж 50--70 км.

Однак, не дивлячись на малу роздільну здатність ГСЗ відносно вивчення вертикальних меж і зон розломів, хвильові поля і сейсмогеологічні розрізи свідчать про їхню велику роль у структурі 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. Сучасні дослідження земної кори провадяться в межах горизонтать- но-шаруватих моделей, тобто горизонтальне розшарування земної

80

сучасних даних ГСЗ. Припустимо, відбулося вертикальне переміщення одного блока відносно іншого. В цьому разі одна й та сама 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 простежуються три блоки (/, II, III), проте використання цих меж для відновлення структурного плану довкола трьох блоків — завдання 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'ясування історії геологічного розвитку, не менш важлива проблема існування г л о б а л ь н и х сейсмічних меж та їхня ідентифікація в різних геологічних умовах. Нині до них належать дві: поверхня кристалічного фундаменту Кп і підошва кори М.

Найнадійніше простежується межа особливо довкола давніх 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 горизонт зі швидкостями, що змінюються від 5 до7 км/с (середнє значення (6,0 ± 0,2) км/с). Межа К0 характеризується досить пологим заляганням і системою невеликих за амплітудою скидів. Чітко виявляються горизонтальні неоднорідності фундаменту за швидкостями. Однак у межах давніх платформ для великих блоків відмінність 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). Наявність 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 найнадійнішою глобальною сейсмічною межею. На більшій частині території колишнього СРСР вона простежена не лише як стійкий заломлювальний горизонт, а й як добра межа обміну. У глибоких западинах від неї реєструються також інтенсивні відбивні хвилі [91].

82

б

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; ' і ю і л о м , 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- Н О С Н О стабільними швидкостями (8,0 ± 0,2) км/с і найінтенсив-

83

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 фазових і подібних до них переходів, що визначаються Рґ-умовами. Як уже підкреслювалось, це не означає, що її сейсмічні характеристики не будуть залежати від Л-умов.

2. Межа кора — мантія є складною перехідною зоною з високим вертикальним градієнтом швидкості або з дрібним внутрішнім розшаруванням. Вертикальна потужність цієї зони іноді досягає 10 км. Часом автори розрізів зображують зону переходу кора — мантія у вигляді декількох поряд розміщених меж Мь М2, Мг. Загальновизнаного 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 земної кори, то внаслідок відносних переміщень блоків межа М набуває 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 градієнтність зони переходу кора — мантія.

Цікаві дослідження переходу кора — мантія виконані на моделях [248]. Вивчалися межі першого роду — рівні і хвилясті, а також перехідна зона. Порівняння отриманих результатів із формою 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 структури межі М з перехідним шаром. Цей висновок можна вважати підтвердженням пропонованої автором інтерпретації межі кора — мантія.

Розглянемо далі положення межі кора — мантія довкола різних геоструктур. За традицією, що склалася, за межу кора — мантія приймають межу М, яку, в свою чергу, визначають як найближчу до Землі сейсмічну межу, що чітко виявляється і має відносно в и т р и м а н і 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

84

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 глибоководні 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 неімініїими 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 параметрів 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 результатів, 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 глибших 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 четвертого шару потужністю 5—12 км як аналога нижнього шару земної кори континентів.

За даними, наведеними в [169], дослідники у західній частині 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 розміщена на глибині 35—50 км, а гранична швидкість поширення пружних хвиль досягає 8,3 км/с. Немає жодних протипоказань приймати саме цю межу за підошву земної кори, але тоді виявляється, що океанічна кора сумірна за товщиною континентальній.

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-

85

фікації цієї межі на материках і в океанах. На жаль, без вирішення цієї проблеми сучасні глобальні структурні побудови за даними ГСЗ багато в чому втрачають своє значення. Як одним з об'єктивних критеріїв визначення межі переходу від кори до мантії 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

іверхньої 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 законам розподілу електричного поля на поверхні Землі. Характеристика геоелектричної моделі складається з таких компонентів: закону розподілу електричних властивостей гірських порід, що складають земну кору і верхню частину мантії; ролі субвертикальної відокремленості і, зокрема, розломів земної кори у формуванні геоелектричної моделі; існування горизонтального розшарування і можливої природи субгоризонтальних меж поділу, їхнього взаємозв'язку з сейсмічними межами, існування астеносфери та деяких інших.

Питомий електричний опір порід земної кори. Джерелами відомостей про питомий електричний опір гірських порід р можуть бути вимірювання р на зразках, визначення його на відслоненнях, а також результати інтерпретації діаграм різних електричних зондувань. Зосередимо увагу на характеристиці питомого електричного 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 107— 109 Ом-м. Винятком є сульфіди, графіт і мінерали з електронною провідністю, питомий електричний опір яких змінюється від 10~4 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 характеризується значеннями 106—1012 Ом-м. Головними факторами,

86

що визначають питомий електричний опір силікатних гірських порід, є: пористість, вологонасиченість і ступінь мінералізації порових вод. Наприклад, збільшення вологості порід (V на декілька десятих часток відсотка зменшує їхній питомий електричний опір більш ніж на порядок [146]. Іншими словами, електрична провідність 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]

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 електроліту від 0 до 20 г/л № 0 1 коефіцієнти а і Ь коливаються в таких межах: а = 3,0 ... 4,6; Ь = 3,5 ... 5,5.

Наведені вище дані також свідчать про те, що фізичні властивості окремих зразків і великих ділянок земної кори далеко не ідентичні між собою [16, 202]. Це особливо наочно видно на прикладі питомого електричного опору консолідованої земної кори, зміна якого характеризується не відсотками, а порядками величин.

Відомо [203], що земна кора розділена декількома системами ієрархічно підпорядкованих розломів різних порядків на відповідні їм блоки. Природно, порушеність (зокрема шпаруватість) порід у межах зон розломів різного порядку відрізнятиметься від порушеності блоків, які вони розділяють. Отже, залучення до дослідження різних об'ємів, здавалося б, однорідних порід земної кори повинно призводити до різних значень їхнього питомого електричного опору.

У зв'язку з цим набувають певного значення дані про питомий електричний опір порід фундаменту, отримані за асимптотичними значеннями рк вертикальних електричних зондувань (ВЕЗ). І хоча даних таких визначень у літературі небагато, вони можуть дати уявлення про порядок величин питомого електричного 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),

87

що належить до глибинного розлому субширотного простягання, питомий електричний опір верхньої частини земної кори змінюється в межах 103—104 Ом-м.

Вище розглянуто один із факторів, що визначає питомий електричний опір кристалічних гірських порід. Другим фактором, який може активно впливати на електропровідність гірських порід, 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 п о в с ю д н о , а другі — в межах п е в н и х с т р у к - т у р н о - ф а ц і а л ь н и х з о н , складених графітизованими і сульфідизованими породами. Як правило, це лінійні структури трогового 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 експериментів свідчать про те, що питомий електричний опір більшості гірських порід із зростанням тиску зменшується згідно із залежністю

близькою до лінійної. Водночас для деяких порід

простежується неоднакова інтенсивність зменшення їхнього питомого електричного опору із збільшенням тиску і навіть трапляється протилежна картина. Однак усі ці зміни, пов'язані із зростанням тиску до 2 ГПа, не виходять за межі одного порядку. Детальніші відомості щодо обговорюваних закономірностей наведено в [146]. Варто лише додати, що у зв'язку з виниклою проблемою походження провідного шару у верхній мантії певний інтерес становить вивчення впливу аморфної фази речовини. У разі переходу речовини із кристалічного стану в аморфний простежується значне зниження її питомого електричного опору. Встановлено [146], що всі ефузивні аналоги відрізняються від інтрузивних порід більшою електропровідністю, не дивлячись на ідентичний з ними хімічний склад. Достатньо чітко також виявляється диференціація базальтів за величиною електропровідності залежно від аморфної фази.

88