Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:

0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

.pdf
Скачиваний:
13
Добавлен:
03.03.2016
Размер:
12.32 Mб
Скачать

поненти (1 і 1,2 року) подано траєкторіями, близькими до колових із середнім радіусом порядку 0",2. Періодичні компоненти першого порядку для фанерозою мають розмах порядку 15°, а період — галактичний рік — еру. Траєкторія руху полюса повинна нагадувати систему видовжених циклоїд, подібних до зображеної на рис. 18, в, й ускладнену петлями вищих порядків.

Магнітний центр і внутрішнє ядро Землі. Оскільки геомагнітний центр просторово потрапляє у внутрішнє ядро Землі, то виникає природне прагнення знайти взаємозв'язок між ними. Одним із перших, хто започаткував вивчення цієї проблеми, був Г. Варта [247]. Якщо справедливе припущення Г. Варта про суміщення магнітного центра Землі з центром внутрішнього ядра, тобто тверде внутрішнє ядро дрейфує в рідкому за описаним вище законом, то на поверхні Землі згідно з цим повинна відбуватися глобальна зміна прискорення вільного падіння в часі.

Е.Е. Фотіаді та ін. [215], хто вивчав цю проблему, обчислили, що очікувана максимальна зміна прискорення вільного падіння в епіцентрі диполя (район Маріанських островів) повинна бути порядку 4 мГал/рік, у міру віддаляння від центра зменшується, а в межах Європейської частини колишнього СРСР і Кавказу — знижується до значень 0,15—0,20 мГал/рік.

Грунтуючись на наявних фактичних даних про зміну прискорення вільного падіння на Кавказі, в Індії та інших районах, автори дійшли висновку, що вони не протирічать висунутій ідеї, однак не можуть слугувати її беззаперечним підтвердженням, оскільки розходження прискорення вільного падіння, що фіксуються, в основному перебувають у межах точності вимірювань, хоча необхідна тенденція простежується. Потрібні спеціальні цілеспрямовані дослідження. Точність сучасної апаратури цілком достатня для вирішення цього завдання.

Автори підкреслюють ще один аспект цієї проблеми: наслідком дрейфу внутрішнього ядра в межах зовнішнього повинна бути зміна моменту інерції Землі. Отже, виявляється ще одне можливе джерело варіацій кутової швидкості обертання Землі. Достатньо переконливим підтвердженням цієї думки може бути встановлена Е. Вестіном [284] кореляція між нерегульованими змінами тривалості доби і варіаціями широти і довготи ексцентричного диполя.

Магнітні аномалії і форма геоїда. Т.М. Пудовкін і Г.Є. Валуєва [166] довели, що введені ними світові магнітні аномалії 2"ае, отримані як різниця між полем, що спостерігається, і полем ексцентричного диполя, не лише не дрейфують, але й задовільно коре-

59

люються з перевищенням геоїда над сфероїдом. На основі цього автори зробили висновок про спільність їхньої генетичної зумовленості.

Поряд з наведеними вище даними розглянемо результати зіставляння карти ізопор вертикальної складової магнітного поля (див. рис. 22, б) і схеми висот геоїда (див. рис. 3). Із цього зіставлення випливає ряд цікавих висновків. Коротко вони зводяться до такого.

1.Простежується повна кореляція у розміщенні аномалій ізопор вертикальної складової магнітного поля Землі та ізоліній висот геоїда. В цьому разі слід звернути увагу не стільки на екстремуми аномалій, скільки на прямолінійні ділянки зміни знака ізоліній (східці в рівнях) величин, що розглядаються. Такі ділянки відповідають межам великих блоків верхніх оболонок Землі (глибинним розломам). Однак, оскільки аномалії геоїда зумошіені неоднорідностями у верхніх оболонках Землі, то джерело магнітних аномалій потрібно шукати там само.

2.Як зазначалось вище [201], глибинні неоднорідності, що зумовлюють аномалії геоїда, починаються у верхніх шарах земної кори. Виходячи з суворої лінійності ізопор вертикальної складової магнітного поля на ділянках меж блоків, цей висновок справедливий і для магнітних неоднорідностей. У кожному разі така поведінка ізопор заперечує можливість пояснення їх наявністю джерел, що перебувають на глибині близько половини радіуса Землі, тобто на межі ядро — мантія. Детальніше це питання буде розглянуто нижче.

Мігрування полюсів і палеоклімати. Про зміну кліматів минулого свідчать знахідки викопних організмів і відкладів порід на тих ділянках, де нині вони не могли б існувати. Як найяскравіший приклад можна навести відкриття вугільних пластів в Арктиці та Антарктиді. Фізична кліматологія стверджує, що причинами зміни клімату можуть бути: варіювання сонячної радіації та її зміни біля поверхні Землі, зумовлені деформуванням земної орбіти і зміною кута нахилу осі обертання Землі до площини екліптики; зміни широти і відбивної здатності земної поверхні і прозорості атмосфери, а також можливі зміни конфігурації океанів, материків і гірських пасм на них. Розподіл сонячної радіації на Землі є основним фактором, що визначає широтну кліматичну зональність. Згідно з твердженням Е.А. Бернара [14], на Землі завжди існувала широтна зональність солярного клімату.

Зіставляння результатів визначення палеоширот за пелеомагнітними і палеокліма і ичними даними для окремих територій Єв-

6 0

ропи, Азії та Америки дало змогу дослідникам зробити висновок про їхню задовільну кореляцію. Більш того, було зроблено висновок, що кореляція між давніми кліматичними і палеомагнітними широтами свідчить на користь гіпотези Центрального осьового магнітного диполя і є найпрямішим доказом справедливості цієї гіпотези для всього геологічного часу [182].

Проблеми виникли тоді, коли була зроблена спроба сумістити між собою дані щодо окремих материків і навіть їхніх частин, віддалених одна від одної. Виявились певні розходження, частина яких можливо пов'язана з різною точністю відтворення палеоширот. Однак головне розходження зумовлене відмінністю кривих міграції палеомагнітних полюсів, що встановлюються для різних континентів чи їхніх частин (див. рис. 19). Прибічники плейтектоніки [22, 168 та ін.] спробували пояснити ці розходження відносними диференціальними переміщеннями материків (плит) один відносно одного. Не дивлячись на певні відміни в реконструкціях положень материків у давні геологічні епохи, автори цих реконструкцій дійшли висновку про відповідність зміни палеоширот основним законам плейтектоніки. Ставлення автора до цієї проблеми викладено далі у спеціальному розділі.

Розділ З

ЗЕМНА КОРА І ВЕРХНЯ МАНТІЯ

3.1. Загальні відомості

Введення основних понять. Початково, до розробки і використання геофізичних методів, виходячи з уявлень про «гаряче» походження Землі під терміном з е м н а к о р а розуміти зовнішню тверду (кам'яну) оболонку Землі завтовшки в декілька десятків кілометрів, нижче від якої розміщується силікатний розплав (магма).

Згідно з даними сейсмології, зрозуміло, що верхня оболонка Землі до глибини порядку 2 900 км тверда. В цій ситуації виникає питання про механізм досягнення окремими блоками верхніх' оболонок Землі ізостатичного стану. Було висунуто гіпотезу про існування у верхній мантії шару зниженої в'язкості, здатного до перетікання, який отримав назву астеносфери (Г. Баррел, 1914 р). У цьому разі верхню межу астеносферного шару приймати за поверхню ізостатичної компенсації. Верхню оболонку Землі вище від астеносферного шару вважали твердою, вона дістала назву літосфери. Певною мірою літосфера виявилась аналогом земної кори.

Відкриття сейсмологами у верхній мантії на глибинах від 50— 60 до 200—250 км шару знижених швидкостей поширення пружних хвиль (сейсмічного хвилеводу) значною мірою зміцнило гіпотезу про існування астеносферного шару. Зниження швидкості поширення пружних хвиль зазвичай пояснюють особливими термодинамічними умовами, шо спричинюють часткове плаалення або аморфізацію речовини і зменшення в'язкості астеносфери порівняно з літосферою приблизно на три порядки (до 10і9 Па-с).

Уявлення про безперервне поширення астеносфери в планетарному масштабі дістати широкий розвиток у геології і покладені в основу багатьох гілотез, що розробляються як прибічниками ідей нової глобальної тектоніки, так і їхніми опонентами. Перші не можуть обійтися без астеносфери як шару, по якому переміщуються плити, а другі розглядають астеносферу як шар, у якому зупиняється і перетворюється речовина, що підіймається з верхньої мантії.

6 2

Оскільки реальність існування астеносфери в основному грунтується на наявності шару знижених швидкостей поширення пружних хвиль у верхній мантії, зазначимо низку його особливостей.

1.Нині вважають загальновизнаним [23 та ін.], що шар знижених швидкостей поширення пружних хвиль у верхній мантії та астеносферу неможливо ідентифікувати, оскільки вони мають різну фізичну природу. Проте висловлюється припущення про можливу їх просторову близькість.

2.В.З. Рябий [173], який детально вивчав цю проблему, на основі аналізу світових даних дійшов висновку, шо астеносферний шар (шар знижених швидкостей) не є глобальним утвором, а має переривчастий характер. Зокрема, в континентальних зонах цей шар виражений слабко або взагалі відсутній у межах давніх щитів чи докембрійських платформ, а також у межах деяких океанічних плит.

Наведений вище висновок про переривчастий характер поширення шару знижених швидкостей пружних хвиль, навіть якщо його ототожнювати з астеносферою, ставить під сумнів можливість його використання для пояснення переміщення по ньому літосферних плит.

У 1909 р. югославський геофізик А. Мохоровичич на глибині 50 км установив чітку сейсмічну межу швидкості поширення пружних хвиль 7,7 км/с. Наступні підтвердження наявності такої межі зі швидкістю (8,0 ± 0,2) км/с у різних геологічних регіонах стали основою нового визначення земної кори, яке зберігається й досі. Під земною корою розуміють низькошвидкісний шар, який перекриває мантію. За основу земної кори приймають верхню сейсмічну масу, що характеризується швидкістю порядку (8,0 ± 0,2) км/с і носить ім'я свого винахідника.

Виділення В. Конрадом (1923 р.) сейсмічної межі всередині земної кори стало основою для подання останньої такою, що складається з двох шарів із середніми швидкостями поширення пружних хвиль порядку 6,0 і 7,0 км/с. Оскільки такі величини швидкостей поширення пружних хвиль властиві відповідно гранітам і базальтам, то й виділені шари умовно назвали «гранітним» і «базальтовим». Так виникла двошарова модель земної кори.

Успіхи, досягнуті в процесі використання методу глибинного сейсмічного зондування (ГСЗ), забезпечили уточнення описаної вище моделі. Зокрема, встаноалено, що в земній корі фіксується не одна, а кілька сейсмічних меж, які розмішуються як вище, так і нижче від межі Конрада. У цьому разі власне межа Конрада ви-

6 3

діляється не скрізь. Кора має складну шарово-блокову будову з наявністю макронеоднорідностей.

доцільно зазначити, що ще в 1968 р. один із провідних фахівців у використанні методу ГСЗ І.П. Космінська [90] підкреслювала невідповідність понять про «гранітно-базальтову» кору новим даним. Вона спеціально підкреслювала, що збереження цих віджитих уявлень сковує думки дослідників, які намагаються вкласти складні процеси формування багатошарового середовища у вузькі рамки двох шарів. Незважаючи на це, двошаровою моделлю земної кори у багатьох випадках користуються ще й досі [52].

Поряд із розглянутими вище структурними елементами верхньої частини Землі в сучасній літературі використовується термін тектоносфера. Під тектоносферою звичайно розуміють верхню частину Землі, в межах якої відбуваються всі активні тектонічні процеси. Вважають, що нижньою межею тектоносфери є зона розміщення гіпоцентрів найглибших землетрусів. Вона досягає глибин порядку 700—800 км.

Основні поверхневі структури земної кори. Усі поверхневі структури земної кори можна розділити на два класи: континенти та океани (рис. 24). Океани вкривають близько 70 % площі поверхні Землі, решта припадає на континенти. Висотні позначки найважливіших елементів рельєфу змінюються від рівня вершин найвищих гір (Еверест +8 848 км) до рівня найглибших океанічних жолобів (Маріанський жолоб -10 912 м). Середня висота континентів дорівнює 870 м, а середня глибина океанічних западин — 3700 м. Зони переходу від океанів до континентів є або шельфами — мілководними морями завглибшки близько 100—200 м і завширшки до 200 км, або глибоководними жолобами з острівними дугами, що, як правило, обмежують окраїнні моря. Континенти складені породами, які утворювались упродовж часу, що охоплює більшу частину історії Землі, яка налічує близько 4,6 млрд років. Вік океанів вважається молодшим, що не перевищує 200 млн років.

Основними структурними утвореннями материків є платформи і молоді гірсько-складчасті споруди. Платформи переважно є рівнинними утвореннями з фундаменту, складеного ультра метаморфічними і магматичними утвореннями, та чохла середньою потужністю 3—4 км, складеного слабко мегаморфізованими осадовими й осадово-вулканогенними утвореннями. У межах платформи виділяються глибокі западини, авлакогени і рифти, потужність осадових утворень в яких досягає 20 км, а також щити. Останні є зонами, де фундамент платформ виходить на поверх-

6 4

\

1«о іо

см

1 і

ню (потужність чохла 0—100 м). Нині встановлено, що склад фундаменту в межах щитів та інших частин платформ практично однаковий.

На рис. 24 виділено гірсько-складчасті споруди третинного, мезозойського і палеозойського віку. Вони є колишніми геосинклінальними зонами відповідного віку, які зазнати інверсії. Привертає увагу декілька їхніх особливостей.

1.У розрізі складчастих споруд певного віку є давнішні дислоковані метаосадові породи і майже завжди наявні молоді вивержені породи.

2.Супутниками гірсько-складчастих споруд з боку платформи звичайно є передгірські «прогини». Останні, як правило, відокремлені від гірсько-складчастих споруд великими розломами.

Дно океанів вивчено, природно, менше, ніж материки. Основними структурами океанічного дна є океанічні платформи (талассократони), океанічні хребти, рифти і глибоководні жолоби із супутніми острівними дугами. Основні відомості про будову земної кори океанічного дна отримані сейсмічними методами. Зокрема, за швидкостями поширення пружних хвиль океанічна кора (починаючи від морського дна) розділяється на три шари.

Ш а р ! поряд із сейсмічними методами вгачений шляхом вилучення колонок грунту з дна океану і бурінням. На океанічних платформах він представлений глибоководними осадовими утвореннями, які у верхній частині не консолідовані, а нижче трапляються у вигляді глин і сланців відносно молодого віку (К—1). Середня потужність шару 1—0,5 км.

Ш а р 2 характеризується швидкістю поширення пружних хвиль порядку 5 км/с і середньою потужністю порядку 2 км. Виходячи з вимірювань Ур, його вважають складеним або базальтовими лавами, або ущільненими осадами, або чергуванням тих і інших [19]. У багатьох випадках шар 2 представлений офіолітовими асоціаціями порід у вигляді кульових лав. Останні звичайно розсікаються більш пізніми паралельними дайками габроїдів, нижні частини яких входять у шар 3 [23].

Ш а р 3 є найпотужнішим шаром океанічної кори й відрізняється дивовижною одноманітністю товщини порядку 5 км і сталістю швидкості поширення пружних хвиль ¥р - 6,4 ... 7,0 км/с. Є кілька різних думок про його склад: 1) основні вивержені породи типу габро; 2) частково серпентинізовані перидотити; 3) амфіболіти як продукт метаморфізму базальтового шару [23].

Океанічні п і д в о д н і

х р е б т и утворюють велетенську сис-

тему піднять дна океану,

загальна довжина яких досягає 80 000 км

66

(див. рис. 24). Ширина хребтів — 500—1000 км. Гребені хребтів здіймаються в середньому на 2—3 км над дном океану. Вздовж гребенів йдуть чітко виражені глибокі рови, що звуться серединними рифтами. Чіткіше такі рови виражені в Індійському та Атлантичному океанах. У багатьох випадках серединні рифти змикаються з континентальними (див. рис. 24).

Особливостями океанічних хребтів є зміщення їхніх осьових ліній вздовж поперечних розломів (див. рис. 24), що дістали назву трансформних [210], і розміщення пояса поверхневих землетрусів уздовж осі всієї системи океанічних хребтів, причому основна концентрація епіцентрів спостерігається в зонах поперечних розломів. Вважають, що землетруси з епіцентрами біля гребенів хребтів викликаються силами розтягання, а землетруси з епіцентрами в зонах поперечних розломів зумовлені зсувними деформаціями [19].

Про склад порід, що складають океанічні хребти, можна судити за зразками, підійнятими драгами. Найпоширеніша порода в них — базальт, трапляються також габро, серпентиніт та інші, вивержені породи та "їхні метаморфічні різновиди.

Г л и б о к о в о д н і ж о л о б и — це великі лінійні структури осідання океанічного дна, глибина яких досягає ~11 км. Вони звичайно розміщуються в зонах переходу від континенту до океану й утворюють системи: гірсько-складчаста окраїна материка — глибоководний жолоб (наприклад, Перуансько-Чилійський) або острівна дуга — глибоководний жолоб (наприклад, КурилоКамчатський). Глибоководні жолоби мають асиметричну V- гюдібну форму з більшою крутістю крил (8—20°) з боку суходолу. Нижня частина жолобів може бути заповнена осадами і тоді їхнє дно стає плоским.

Системи глибоководних жолобів із супутніми гірськоскладчастими спорудами або острівними дугами характеризуються виявами землетрусів і вулканізму. В цьому разі простежується певна закономірність у просторовому розміщенні осередків землетрусів і вулканічних апаратів. На рис. 25, а наведено схему зони розміщення вулканів і план розміщення епіцентрів землетрусів на ділянці Перуансько-Чилійського жолоба, на рис. 25, б — розріз вздовж лінії 1—1 (Г. Беньоф, [250]), а на рис. 25, в — вздовж лінії, що перетинає Курило-Камчатський жолоб (Б. Гутенберг і К. Ріхтер [57]).

Г. Беньоф [250], який вивчав розміщення осередків землетрусів на межі переходів материк — океан, проінтерпретував зображений на рис. 25, б, в розподіл осередків землетрусів як індикатори зони похилих розломів. На його думку, ці зони, що дістали в літературі

67