0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

простішого випадку—лінійного наростання щільності з глибиною (рис. 40, а). Внаслідок переміщення блоків земної кори на величину А// з наступною денудацією лівого блока в межах усієї зем-

ної кори виникає щільнісна межа зі значенням контрасту щільності ДСТі!

Наслідком впливу обох щільнісних меж є аномалії типу гравітаційних уступів. їхні амплітудні значення можна оцінити за формулою для плоскопаралельного шару

Д£(а,) = 2тікНАа1 1

Ав(о{) = 2пкАНАо\\'

Прийнявши ДН — 1 км, П ~ 40 км, §гасігаА- = 0,01 г/(см3 км) і До} = 0,2 г/см3, отримаємо амплітудні значення Д^ст,) =16,8 мГал,

а Д#( Да{) = 8,4 мГал. Індшми словами, гравітаційний ефект, що виникає за рахунок переміщення блоку по розлому', виявляється сумірним і навіть перевищує ефект від межі (сейсмічної), що приймається звичайно. Отже, під час складання щільнісної моделі земної кори впливом вертикальних щільнісних меж, що виникають у процесі переміщення блоків по розломах, нехтувати не можна. Можна, звичайно, збільшити контраст щільності Да! (як часто і роблять) до величини, що компенсує амплітудне значення

зумовлене всією вертикальною межею, що, природно, неправомірно.

Розглянутий вище приклад є спрощеним варіантом щільнісної моделі земної кори, але він зручний для ілюстрування природи елементів, з яких вона складається. У рекомендованій нині тришаровій моделі, так само, як і в одношаровій, внаслідок відносних переміщень блоків по розломах виникатимуть вертикальні щільнісні межі з контрастами щільності (див. рис. 40, б)

Дст^ДЯ^га^Сі; Да2=Д Я^гагі/тч; Да3=Д#8гасіга,;

До; = ст2(г) — а,(г); ьа'2 = ст3(г) — а2(г); д<^= а м — ст3(г).

119

-Лг

п

Н а^г) Аа,

Рис. 40. До утворення вертикальних щільнісних меж в одношаровій (а), тришаровій

(б) моделях земної кори і всередині розломної структури (в): 1, 2 — відповідно горизонтальні і вертикальні межі поділу

Сумарний ефект гравітаційного уступу умовно можна розділити на дві частини: зумовлений вертикальними контактами однойменних шарів Д#з і вертикальними контактами різнойменних шарів Л£з. Амплітудне значення Д£3 можна обчислити за формулою плоскопаралельного шару

хтування впливом вертикальних щільнісних меж у рамках однойменних шарів земної кори. Крім цього, користуючись формулою (15), можна довести, що амплітудні значення гравітаційної

1 2 0

сновок можна поширити і на багатошарову модель з довільним законом зміни щільності з глибиною. Інша річ — гравітаційне поле поблизу вертикальної щільнісної межі в інтервалі абсцис ±Н. Воно буде різним і цю обставину потрібно враховувати під час формування щільнісної моделі земної кори.

Звернемо увагу ще на одну «тонкість» утворення щільнісних меж у фундаменті, пов'язану з особливостями переміщення блоків земної кори по великих розломах. Великі розломи характеризуються шириною від декількох кілометрів до декількох десятків кілометрів. Схему переміщення вздовж них і щільнісні межі Д£„ що виникають у цьому разі, подано на рис. 40, в. Денудована частина зображена штриховими лініями. У цьому разі амплітудне значення сумарного гравітаційного впливу усіх меж тотожне впливу однієї щільнісної межі, яка б виникла в разі переміщення двох сусідніх блоків з вертикальною амплітудою АН. Водночас варто спеціально підкреслити, що гравітаційні поля структур, що розглядаються, в межах розлому (в інтервалі абсцис ±Н) відрізнятимуп>ся між собою.

Розглянуті вище приклади виникнення щільнісних меж внаслідок відносних вертикальних переміщень блоків можуть бути використані для розшифрування аномалій над різними регіональними і глобальними структурами. Зокрема, якщо акваторії морів і океанів розглядати як опущені блоки, то на межі континент — море повинна спостерігатися аномалія типу уступу, що становить основну частину відомого ефекту Гельмерта. Аномалії гравітаційного поля, що спостерігаються над структурами типу острівна дуга — глибоководний жолоб у вигляді поєднань шах і шіп свідчать про те, що ці структури виникли внаслідок відносного різноспрямованого вертикального переміщення блоків, що відбувається за схемою, зображеною на рис. 40, в.

В умовах платформ і щитів трохи підійнятому денудаційному блоку фундаменту, тобто блоку з глибшим ерозійним зрізом, повинна відповідати позитивна аномалія. Інтенсивність її пропорційна різниці рівнів ерозійних зрізів блока, що вивчається, і сусідніх блоків АН. На поверхні фундаменту глибоко зрізаного блока це повинно виявлятися у підвищеній середній щільності порід. Геологічна природа підвищення щільності блоків, що виходять на поверхню фундаменту, така сама, як і збільшення щільності порід з глибиною. Тут діє декілька факторів: закривання тріщин і пор порід, зміна речовинного складу порід за рахунок процесів метаморфізму, збільшення основності порід з глибиною, різний на- пружено-пружний стан порід, неоднакове упакування атомів у

1 2 1

зв'язку зі змінними Рґ-умовами і, можливо, інші. В різних частинах земної кори роль перелічених вище факторів безумовно різна.

Отже, серед джерел регіональних аномалій умовно можна виділити дві групи неоднорідн остей Одна з них, що є блоками фундаменту, складеними переважно кислими породами і різною мірою насиченими важчими породами основного і ультраосновного складу. Другу групу неоднорідностей розглянуто вище. Це блоки фундаменту з різними рівнями їхнього ерозійного зрізу. Механізм виникнення цієї, а також першої групи неоднорідностей пов'язаний з відносними вертикальними переміщеннями блоків земної кори, а першої групи також і прагненням задовольнити законам геоізостазії [199]. У поверхневому виявленні вони мають певні відміни. Зокрема, перша група неоднорідностей звичайно характеризується середнім значенням надлишкової щільності порядку 0,1 г/см3, а друга — 0,01 г/см3. Прикладом першої групи неоднорідностей може бути Голованівський блок другого порядку (див. рис. 36), а прикладом другої —• блоки, зображені на рис. 37, а. З цих позицій стають зрозумілими причини «випадання» двох блоків {VI і VIII) із загальної лінійної закономірності (див. рис. 37, б). Це відносно опущені блоки фундаменту, заповнені породами коростенського комплексу. Іншими словами, основні частини аномалій у межах цих блоків зумовлені не породами коростенського комплексу, а вертикальними щільнісними межами, що виникають у процесі опускання цих блоків. Зазначимо попутно, що відсутність кореляції між щільністю порід фундаменту в певних блоках і значеннями гравітаційних аномалій над ними, подібна до наведеної на рис. 37, б, дає змогу виявити наявність друтого поверху в кристалічному фундаменті.

Виникнення неоднорідностей у земній корі й, особливо, в мантії є однією з істотних проблем геотектоніки. Наведене вище обмірковування цієї проблеми свідчить про те, що одним із механізмів виникнення неоднорідностей у земній корі є відносне вертикальне переміщення її блоків. Більше того, цілком ймовірно, що цей механізм виникнення великих неоднорідностей має місце і в мантії, в кожному разі у верхній.

Справедливість цього твердження випливає з таких міркувань. Глибинні неоднорідності досить чітко відбиваються в полі гравітаційного потенціалу (на картах висот геоїда). Особливістю багатьох великих аномалій є досить прямоліїпйні, а іноді й взаємноортогональні їхні межі (див. рис. 3), що свідчить про розломноблоковий характер їхніх джерел. Якщо прийняти градієнт нарос-

122

тання щільності у верхній мантії 1-Ю 3 г/см3 на 1 км, а величину зміщення блоків верхньої мантії ЛЯ = 10 км, то коливання висот геоїда, що фіксуються на карті, можна пояснити лише за умови, що розломи порушують усю верхню мантію.

Сувора лінійність, чіткі зломи і взаємна ортогональність ізоліній висот геоїда (див. рис. 3) свідчать про те, що неоднорідності, які їх створюють, розпочинаються поблизу поверхні Землі. Водночас, як зазначав іще М. Ботт [19], аномалії геоїда помітно не зв'язані з поверхневими структурами, навіть з такими, як материки й океани. Це можна пояснити лише одним. Аномалії геоїда відбивають, в основному, не сучасний структурний план верхніх оболонок Землі, а сукупний вплив давнішніх їхніх структурних планів.

Горизонтальне розшарування. Проблема горизонтального розшарування земної кори і верхньої мантії за сейсмічними даними досить детально розглянута в п. 3.2. Можливості використання гравітаційного методу для розв'язання цієї проблеми порівняно з сейсмічними більш обмежені. Однак для створення щільнісних моделей земної кори і верхньої мантії потрібні дані про наявність у них субгоризонтальних меж і контраст щільності на них.

Відсутність прямих методів визначення щільності глибинних частин земної кори призводить до того, що практично єдиним джерелом відомостей про їхню щільність є сейсмічні дані. У цьому разі, як уже зазначалося, для визначення щільності, і зокрема, контрасту щільності на межах шарів, дослідники змушені користуватися апріорно прийнятими горизонтально-шаруватими моделями. Отже, результати визначень виявляються настільки близькими до справжніх, наскільки прийнята модель адекватна реальному середовищу, що вивчається.

Виходячи з цього, у щільнісній моделі, як і в сейсмогеологічній, найнадійнішими можна вважати дві субгоризонтальні межі: поверхню кристалічного фундаменту і підошву земної кори М. Зупинимось на них дещо детальніше. Про геологічну природу К^ дослідники мають досить чітке уявлення. Дані про середні значення щільності порід кристалічного фундаменту в районі щитів наведено вище. Для створення щільнісної моделі важливе значення має контраст щільності на межі фундаменту з осадовим чохлом Асг0, що перекриває його. Загалом значення Дст0 є функцією літологічного складу порід чохла та його потужності (глибини «лягання фундаменту). У ньому разі основним фактором, що виінлчзє величину Асто, є глибина залягання фундаменту. Це зумовлено тим, що вертикальний градієнт наростання щільності порід в оса-

1 2 3

довому чохлі в інтервалі 0—5 км приблизно на порядок вищий, ніж у фундаменті. Щільність порід чохла поблизу денної поверхні звичайно характеризується значеннями (2 ± 0,2) г/см3. Контраст щільності на межі фундамент — чохол змінюється від значень порядку (0,7 + 0,2) г/см3 у разі малих глибин залягання фундаменту (< 1 км) практично до нуля на глибинах, що перевищують 6—7 км. Конкретніші дані можна отримати за наявності глибоких свердловин, що досягають фундаменту.

У разі формування щільнісної моделі за комплексом сейсмічних і гравітаційних даних, враховуючи градієнт наростання щільності з глибиною, величину контрасту щільності на межі кора — мантія (Аам) потрібно вибирати такою, що не перевищує 0,2 г/см3.

Проблема наявності стрибків на межах К, і К2 нині не зовсім зрозуміла. На межі А", найвірогідніше змінюється не величина щільності, а лише градієнт її зміни. На межі К2, мабуть, можливі як ті, так і інші зміни. Однак це питання потрібно вирішувати в кожному конкретному випадку ретельним аналізом сейсмогеологічного розрізу.

3.5.Магнітна модель земної хори

іверхньої мантії

Під магнітною моделио земної кори і верхньої мантії розумітимемо сукупність поверхонь, що обмежують ділянки з певними магнітними характеристиками, які апроксимують земну кору і верхню мантію і відповідають магнітному полю на поверхні Землі. Основними характеристиками магнітної моделі є: магнітні аномалії на поверхні Землі і природа їхніх джерел; магнітний розріз земної кори і верхньої мантії; горизонтальне розшарування верхньої оболонки Землі і можлива його природа.

Перш ніж розглядати основні характеристики моделі земної кори і верхньої мантії, зазначимо дві важливі особливості магнітного поля порівняно з іншими полями.

1.Основним джерелом магнітних аномалій на поверхні Землі

єпороди, що містять феромагнітні мінерали (магнетит, титаномагнетит, шротин та ін.). Магнітні властивості феромагнетиків залежать від температури. Зокрема, з підвищенням температури магнітна сприйнятливість феромагнетиків збільшується до певних меж. Після досягнення цих меж (гак звана температура Кюрі (%) магнітна сприйнятливість різко зменшується і феромагнетик стає

1 2 4

парамагнетиком. Максимальне значення /к магнетитів 575 °С. Отже, намагніченість гірських порід, зміну якої можна зафіксувати у магнітних аномаліях, матиме місце у верхній оболонці Землі від її поверхні до глибин, де температура не перевищує 575 °С. Цей шар звичайно називають магнітоактивним. Нижче від цих глибин можливі джерела магнітних аномалій іншої природи.

2. Внесок верхніх частин джерел аномалій порівняно з глибинними їхніми частинами в магнітні аномалії (2, Д 7) порівняно з гравітаційними значно більший. Тому в магнітному полі (особливо в локальних аномаліях) найчіткіше виявляється диференціація магнітних властивостей порід самої верхньої частини розрізу, що вивчається.

Магнітні аномалії та їхні можливі джерела. У п. 2.4 магнітне поле Землі умовно подано у вигляді

т** т0+ Тм+ Та+ Те+ 87*.

Розглянемо його детальніше. Розпочнемо з величини Та = 7|кг + + Тлок, що є сукупністю регіональних 7^,. і локальних Тлок аномалій. Поділ Та на регіональну і локальну компоненти викликаний потребами практики. Зокрема передбачається, що регіональна компонента зумовлена ефективною намагніченістю порід великої геологічної структури (блока земної кори, масиву магматичних або метаморфічних порід тощо), а локальні — окремими елементами цих структур, складеними породами з намагніченістю, що відрізняється від намагніченості вміщувальних порід. Для розв'язування геологічних завдань бажано б було б розділити обидва названі вище впливи. На жаль, практично це зробити неможливо.

Спроби отримати регіональні аномалії шляхом осереднення спостережуваних значень поля або розрахунку їх на певну висоту порядку 10, 20 і більше кілометрів не витримують елементарної критики. Аномальні значення осередненого поля відповідають новому розподілу магнітних джерел зі значенням інтенсивності намагніченості і*

^( 5 )

де /(§, т], ;) — інтенсивність намагніченості будь-яких джерел магнітного поля у просторі, що вивчається; Р{х, у) — виважувальма функція осереднення; 5 — ділянка осереднення.

В окремому випадку простого осереднення поля нове значення інтенсивності намагніченості об'єкта, що вивчається, відпові-

1 2 5

датиме середньовиваженому значенню намагніченості реальних (локальних і вміщувальгшх) джерел поля

Уразі розрахунку спостережуваних значень поля на висоту А*

іприйняття результатів розрахунку за регіональні аномалії, вони відповідатимуть впливу нового розподілу намагніченості реальних джерел У*, шо визначається співвідношенням

тобто розрахунок поля на висоту А* відповідає його виваженому осередненню, за якого виважуваїьни м коефіцієнтом є ядро підінтегратьної функції (19).

Отже, формальне розділення впливу намагніченості локальних поверхневих джерел і вміщуваяьних порід, а тим більше глибинних джерел практично нереальне. Можливий лише шлях детального геологічного вивчення намагніченості верхньої частини розрізу за даними буріння з наступним обчисленням поля від нього, але однак для розділення аномалій .залишається невідомим співвідношення цих джерел на глибині. Тому надалі ми будемо змушені розглядати аномаїії Та як сукупність Треі і Г,ок, у кращому разі розрізняючи їх за частотним спекгром

Для пояснення магнігних аномалій потрібні дані про магнітні властивості порід верхніх оболонок Землі, зокрема магкітоактивного шару. Основним джерелом відомостей про магнітні властивості порід є вивчення їх на зразках, відібраних із свердловин і відслонень. Вивчення проводиться при Л-параметрах, що відповідають поверхневим і глибинним умовам.

Магнітні властивості порід характеризуються сумарним вектором намагніченості

-> *

де І і і І г — компоненти відповідно індукційної і залишкової намагніченостей.

->

На жаль, основна кількість визначень стосується значень І , . Обмаль експериментальних даних про величину і спрямованість

залишкової намагніченості порід -І>г змушує дослідників оцінюва-

1 2 6

ти сумарну намагніченість порід / в основному за магнітною

сприйнятливістю порід. Можливість такого оцінювання намагні- ->

ченості І грунтується на аналізі співвідношень залишкової та індукційної компонент намагніченості (фактор £) — /у/,). І хоча фактор 0 змінюється у значних межах (від часток одиниці до декількох сотень), для певних груп порід він більш-менш стійкий. Як приклад можна навести дані по Українському щиту [96]. Розглядаючи /г з позицій її внеску в сумарну намагніченість порід, автори виділяють три групи порід кристалічного фундаменту.

1. 0 « 1. Породи з такими значеннями 0 переважно намагнічені в напрямку сучасного магнітного поля. Вони представлені найпоширенішими різновидами (гранітами, мігматитами, гнейсами, сланцями, залізистими кварцитами, амфіболітами, габроїдами) і мають максимальне поширення за площею.

2. <2 « 1. Породи представлені в основному слабкомагнітни-

габроїдами та деякими іншими, мають обмежене поширення за площею. Часто напрямок намагніченості близький до горизонтального.

З аналізу результатів вивчення магнітних властивостей порід відомі випадки їхньої намагніченості в напрямку, протилежному до напрямку сучасного магнітного поля (наприклад, АнгароІлімські залізорудні родовища).

Прийнявши за основу індукційну намагніченість гірських по-

До першої групи належать залізисті кварцити, амфіболмагнетитові сланці та ін.; до другої — в основному інтрузивні породи та деякі метаморфічні утворення; до третьої — осадові породи, більшість гранітоїдів, а також деякі ультраметаморфічні породи.

Стосовно закономірностей намагніченості порід зазначимо таке.

1. Як уже підкреслювалось, інтенсивність намагніченості гірських порід значною мірою визначається вмістом у них феромагнітних мінералів, хоча прямої пропорційності к немає. У зв'язку з цим для магматичних порід повинно простежуватись збільшення намагніченості від кислих до ультраосновних. Ос-

1 2 7

новними феромагнетиками, які у складі гірських порід зумовлюють їхні магнітні властивості, є: магнетит і серія твердих розчинів магнетит — ульвошпінель (титано-магнетити); їхня окиснена модифікація (маггеміти і титано-маггеміти); гематит і серія твердих розчинів гематит — ільменіт; піротин та деякі його похідні; гідроксиди заліза [211].

2. Відбувається зростання намагніченості у зв'язку зі збільшенням ступеня метаморфізму порід. Такі дані відомі для багатьох регіонів [96]. По Канадському щиту й Північно-Американ- ській плаьформі загалом відзначається висока намагніченість порід гранулітової фації метаморфізму, що створюють характерні аномалії на аеромагнітних картах. Усі зразки гранулітів містять від 1 до 4 % магнетиту, що дає змоіу оцінити їхню намагніченість від 1 до 4,5 А/м. На Алданському й Анабарському щитах з'ясувалася чітка приуроченість площ з високою намагніченістю (1—2 А/м) до архейських структурних зон, де широко розвинеш метаморфічні комплекси порід гранулітової фації метаморфізму.

Нижчу намагніченість мають породи, метаморфізовані в епі- дот-амфіболітовій та амфіболітовій фаціях. Наприклад, для одного з найбільших блоків Українського щита — Придніпровського, складеного переважно породами конксько-верхівцівської серії, характерні зеленосланцева і частково епідот-амфіболітова фації метаморфізму. Середня намагніченість цього блока становить всього 0,2 А/м.

Вважають, що в основу цієї залежності покладено збільшення вмісту феромагнітних мінералів у гірських породах у процесі метаморфізму. Л.Є. Шолпо [237] зазначає, що можливі фазові перетворення залізистих мінералів, що призводять за певних температурних режимів до різкої зміни їхніх магнітних властивостей. На глибинах з температурами 100—200 °С гідроксиди заліза переходять із колоїдного (немагнітного) стану в кристалічний (магнітний). За температури 200—400 °С парамагнітний гетит перетворюється на маггеміт, а за вищої температури (300—500 °С) феромагнітний маггсміт переходить у менш магнітний (антиферомаї - нетик) а-гематит. Крім цього, в процесі метаморфізму частина магнетиту може утворюватись за рахунок перетворення темнозабарвлених мінера пв [65].

3. У процесі гранітизації відбувається протилежне явище — зменшення намагніченості гірських порід, хоча на проміжних етапах цього процесу передбачається зростання магнітної сприйнятливості за рахунок виділення магнетиту з кристалічної ґратки залізистих мінералів [65].

1 2 8