0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

назву зон Беньофа, утворюються під дією сил стиснення і падають під материк (острівну дугу) під кутами, зазначеними на рис. 25, б. Все це стало основою для прибічників нової глобальної тектоніки для прийняття зон Беньофа за зони субдукції, в яких океанічні плити засуваються під континент.

Наступні дослідники за наявністю уступів на крилах Перуан- сько-Чилійського жолоба дійшли висновку про його формування внаслідок крупноспадних скидів біля основи континентального схилу (в основному вздовж давніх розломів), що відбувалися в режимі розтягу [218, 265]. Відсутність деформування осадових відкладів на зовнішньому боці жолоба дає змогу зробити висновок [274], що товща осадів не була залучена ні нині, ні в минулому (принаймні, починаючи з пізнього плейстоцену) у засунення під континент.

О.О. Пронін [159] на основі аналізу даних щодо всіх найбільш вивчених глибоководних жолобів, розміщених на зовнішніх боках острівних дуг або гірсько-складчастих окраїн континентів, частину з яких наведено вище, дійшов висновку, що жолоби є багатоступінчастими грабенами, які сформувалися під дією сил розтягу, а не стиснення. Існування ж зони у розумінні Г. Беньофа, а отже, і зон субдукції — сумнівне. По-перше, розподіл осередків землетрусів у Перуансько-Чилійському жолобі за більш пізніми даними має вигляд витягнутої хмари, в межах якої виділити зону Беньофа, тобто позначити її верхню і нижню межі, подібні до зображених на рис. 25, б, можна лише за великої уяви. Цей аргумент підсилюється виявленням осередків глибокофокусних землетрусів під дном глибоководних жолобів або під їхнім морським схилом. По-друге, наявність лінійних зон поширення вулканів у межах систем, що розглядаються (див. рис. 25) важко собі уявити без субвертикальних розломів, які існували раніше.

Зупинимося ще на деяких особливостях форми схилів жолобів та осадових утворень, що їх вкривають. На рис. 25, г наведено один із сейсмічних профілів Курило-Камчатського глибоководного жолоба за Л.Р. Меркліном [72]. Поряд із загальновідомою асиметрією поперечного профілю жолобів увагу привертає таке. У приокеанських схилах жолобів під товщею океанічних осадів потужністю 600—700 м на основі сейсмоакустичного профілювання встановлюється наявність океанічного фундаменту, представленого серією уступів, витягнутих по простяганню жолоба, і послідовно, у вигляді численних дрібних сходинок, що спускаються до осі жолоба. Висота таких уступів становить 200—500 м, ширина — 5—10 км. На рис. 25, г

69

простежується дуже цікава особливість розрізу, яка викликає подив як у прихильників походження жолобів під дією сил стиснення, так і в прихильників утворення їх під дією сил розтягу: кожен геометрично нижчий уступ структурно трішки підійнятий відносно вищого уступу, а в сукупності вони утворюють заглибну підкидну (а не скидну) драбину [72].

Варто підкреслити дві особливості розрізу, що описується: порушеність фундаменту системою субвертикальних розривів і специфічна поведінка окремих блоків фундаменту. Зокрема, послідовність заглиблення блоків фундаменту свідчить про формування жолоба в режимі розтягання, а підкидний характер взаємозв'язків сусідніх блоків — про режим стиснення. Це, здавалося б, протиріччя насправді пояснюється дуже просто. Початкова стадія формування глибоководного жолоба відбувається в режимі розтягання й реалізується у вигляді серії субвертикальних уступів (скидів), найбільші з яких наведено на рис. 25, г. У наступні періоди під час зміни режиму розтягання на режим стиснення відбувається зміна напрямків відносного переміщення блоків, що й дає спостережувану картину.

Усі викладені вище фактичні дані та їх інтерпретація дають змогу припустити, що найвірогіднішою причиною описаних вище осередків землетрусів є субвертикальні розриви суцільності, що розпочинаються від нижніх меж паралельних розломів, які порушують верхню частину кори у зонах систем, що розглядаються.

Відміни і подібність земної кори на материках і в океанах. За даними сейсмології, а також методом ГСЗ були встановлені відміни потужностей земної кори на материках (порядку 40 ± 10 км) і в океанах (порядку 15 ± 5 км), а також відсутність так званого «гранітного» шару в глибоководних частинах океанів і наявність замість нього океанічного шару 2, пріедставленого переважно «базальтовими» лавами. Ці та деякі інші особливості стали для сейсмологів основою поділу земної кори на два різко відмінних

наслідком такого поділу стали уявлення про різне походження земної кори на материках і в океанах, які були використані для обгрунтування деяких тектонічних концепцій. Зокрема, в основу концепції тектоніки плит покладено уявлення про новоутворення океанічної земної кори в процесі «спрединга» океанічного дна. Прихильники концепції геосинкліналей і платформ вважають, геосинкліналі виникли на океанічній корі.

70

Є декілька альтернативних поглядів, один з яких полягає в такому. В початковий період формування Землі кора, що утворювалась на ній, була однотипною. Деяких відмін вона набула в наступні етапи формування, зокрема в процесі утворення океанів на Землі. Однак у цьому разі океанічна кора повинна була б мати й певну подібність з континентальною. О.О. Пронін [159] після вивчення результатів глибоководного буріння з корабля «Гломар Челенжер» в Атлантичному, Індійському і Тихому океанах і зіставляння їх з результатами раніше виконаних досліджень на островах та в приокеанічних районах усіх континентів дійшов висновку не лише про однотипність земної кори в океанічних западинах і на континентах, а й про періодичність підіймання і занурення дна океанів. Причому найстійкіші занурення, підтверджені фактичним матеріалом, відбувалися у післятріасовий, післякрейдовий і післяпалеогеновий час.

Зокрема О.О. Пронін установив таке.

1. Потоки й покриви лав і піропласти на дні океану так само, як і на континентах, приурочені до різних стратиграфічних рівнів розрізу (від пізнього тріасу до плейстоцену) і чергуються з осадовими породами, а не утворюють єдиної базальтової плити («баземента»), вік якої, за правилами концепції плейтектоніки, повинен збільшуватись у міру віддалення від серединно-океанічних хребтів і наближення до країв материків

іострівних дуг.

2.Є безліч фактів, що підтверджують широкий розвиток у корі океанічних западин на великих глибинах теригенних грубоуламкових вугленосних та інших утворень, що, безсумнівно, формувалися в мілководних морських і континентальних умовах. Зокрема, в усіх океанах у процесі глибоководного буріння у великій кількості свердловин під дном океану було встановлено вугленосні формації, віднесені до різних стратиграфічних рівнів

крейдових і третинних утворень, що мають а в т о х т о н н е походження. Ці факти беззаперечно свідчать про те, що в певні проміжки часу поверхня дна океану підіймалась над рівнем моря і ставала суходолом.

3. Вивчення матеріалів, отриманих із свердловин глибоководного буріння, за наявністю перерв у осадонагромадженні структурних розбіжностей або кір вивітрювання магматичних утворів, дає змогу виділити пізньокімерійську, австрійську, ларамійську та пізньоальпійську епохи тектонічного активування земної кори океанів, тобто ті самі епохи, які були встановлені раніше на континентах [158]. Більш того, порівнюванням розрізів під дном океа-

71

нів, на островах та океанічних узбережжях вдалося виконати надійну кореляцію структурних розбіжностей, зумовлених виявленням тектонічної активності тієї чи іншої тектонічної епохи. Усе це може бути доказом єдиного ритму в часі тектонічних рухів на суходолі і під дном океану.

Наведені вище дані привели О.О. Проніна до висновку про н е п р а в о м і р н і с т ь виділення самостійного «океанічного типу» земної кори. Підтвердженням цього висновку служать дані про результати вивчення трапових провінцій Землі, встановлені Г.Ф. Макаренко [110, 111]. Зокрема, з її праць випливає, що трапові провінції на материках є ділянками типової земної кори океанічного типу, тільки без водного покриву.

3.2. Сейсмогеологічна модель земної кори і верхньої мантії

Під сейсмогеологічною моделлю земної кори і верхньої мантії розумітимемо сукупність поверхонь, які апроксимують земну кору і верхню частину мантії, що складаються з окремих елементів з певними сейсмогеологічними особливостями і відповідають чинним законам поширення пружних хвиль. Нині дослідники схиляються до думки, що земна кора і верхня мантія складаються з окремих структурно-речовинних комплексів, порушених серією ієрархічно підпорядкованих розломів, і можливо, розділених межами різного напружено-пружного стану. Структурно-речовинні комплекси можуть мати достатньо складну форму; розломи орієнтовані переважно у субвертикальному напрямку; межі ділянок із різним напруженопружним станом є субгоризонтальними поверхнями.

У міру нагромадження сейсмічного матеріалу і розвитку вибухової сейсмології уявлення про модель земної кори континентального типу постійно змінювались: на зміну однорідному шару, обмеженому знизу різкою межею першого роду, прийшла двошарова модель із «гранітними» і «базальтовими» шарами. Остання нині змінюється складнішою шарувато-блоковою моделлю. Для характеристики сучасних уявлень про модель земної кори і верхньої мантії потрібно отримати уявлення про такі особливості верхньої частини Землі: закон розподілу швидкостей пружних хвиль; існування розшарованості; можливу природу меж розділення, зокрема межі Мохоровичича за різних умов; наявність і природу шарів, що характеризуються зниженими швидкостями поширення пружних хвиль та деяких інших.

72

Швидкісний розріз. Не торкаючись законів зміни швидкостей пружних хвиль в осадовому чохлі, зосередимо увагу на результатах вивчення цього параметра в так званій консолідованій корі і верхній мантії. Існує, принаймні, три джерела відомостей про швидкості поширення пружних хвиль у гірських породах: 1) прямі вимірювання на зразках, відібраних із поверхні кристалічного фундаменту і з свердловин; 2) ультразвуковий каротаж глибоких свердловин; 3) результати інтерпретації годографів ГСЗ.

За допомогою прямих вимірювань отримують уявлення про швидкісні характеристики структурно-речовинних комплексів порід, що виходять на поверхню фундаменту. Про зміни їхніх характеристик на глибині судять за результатами вимірювань, що виконуються на тих самих зразках за високих тисків і температури, що відповідають цим глибинам.

Встановлено, що в разі підвищення тиску швидкість поздовжніх хвиль спочатку зростає досить інтенсивно, а за тиску понад 200—300 МПа змінюється за лінійним законом, що свідчить про закриття мікротріщин і більшої частини різних пор. Відмінність у швидкостях поширення поздовжніх хвиль за тиску 0,1 і 100 МПа для гранітів досягає 15 %, для основних і ультраосновних порід звичайно не перевищує 4—5 %. Збільшення тиску від 100 до 1500 МПа призводить до збільшення швидкості поширення поздовжніх хвиль у кислих породах на 10—12 %, а в основних і ультраосновних — на 5—7 %. Підвищення температури викликає зменшення швидкості поширення цих хвиль, причому найбільші зміни спостерігаються в діапазоні менших температур. У разі підвищення температури на 100 °С швидкість поширення поздовжніх хвиль зменшується на 0,4—0,9 % [43, 100].

Основним джерелом помилок у разі прямих вимірювань на зразках є недоврахування структурних особливостей земної кори, зокрема її порушеність ієрархічно підпорядкованими розломами, які призводять до того, що зразки порід розмірами 1 см3, 1 км3 і великі масиви мають відмінні фізичні властивості гірських порід, що досягають декількох десятків відсотків [16]. На жаль, цей факт поки що не враховується дослідниками.

На рис. 26, а наведено приклад вивчення зміни швидкості поширення поздовжніх хвиль із глибиною ультразвуковим каротажем глибоких свердловин [48]. Привертають увагу, принаймні, дві особливості кривої зміни швидкості цих хвиль із глибиною: її пилкоподібний характер і загальна тенденція збільшення швидкості з глибиною. У цьому разі дослідники підкреслюють, що корельованість неоднорідностей, що фіксуються на кривих зміни швид-

73

4 5 6 7 Vр,км/с 3 4 5 6 7 Ур,км/с

20

ЗО

40

Рис. 26. Швидкісні розрізи земної кори:

а — за даними ультразвукового каротажу глибоких свердловин і результатами вимірювань на зразках; б — за поданнями І.П. Космінської; в — узагальнені сейсмічні моделі старої двошарової

(І) і нової тришарової (Я) (А' — межа Конрада) континентальної земної кори; / — графік зміни швидкості поширення поздовжніх хвиль Ур, 2 — швидкість поширення поздовжніх хвиль за результатами вимірювань на зразках (кільце відповідає середньому значенню, риски - межам змін); З — апроксимація розрізу (А — одним шаром зі змінною швидкістю, Б — двома шарами зі сталою швидкістю, В — двома шарами зі змінною швидкістю); 4 — основні і проміжні межі в

земній корі

кості від свердловини до свердловини, погана, що свідчить про загальну невелику неоднорідність середовища.

Грунтуючись на фактичних даних про швидкість поширення пружних хвиль і результати інтерпретації ГСЗ, І.П. Космінська свого часу подавала швидкісний розріз земної кори так, як схематично зображено на рис. 26, б [89]. Приймаючи апріорі горизон- тально-шарувату модель земної кори, такий розріз можна апроксимувати: одним шаром, де швидкість з глибиною зростає лінійно, або двома шарами, де швидкість поширення поздовжніх хвиль стала чи змінюється лінійно. Межа між цими шарами ото-

74

тожнювалася з межею Конрада, що розділяє так звані «гранітний» і «базальтовий» шари. З наведеного вище прикладу випливає, що земна кора не складається з названих вище двох шарів, а може за бажанням дослідника бути апроксимована ними. До речі, якщо детальність досліджень дозволяє, то, користуючись проміжними межами, земну кору можна подати й більш багатошаровою.

Узагальнивши нагромаджені дані про сейсмічні особливості кори (мікронеоднорідності, число сейсмічних меж та їхню довжину, закони розподілу швидкостей і градієнтів) Н.І. Павленкова [91] дійшла висновку про доцільніше використання не двошарової, а тришарової моделі консолідованої земної кори континентального типу. Нижче наведено основні характеристики верхнього, проміжного і нижнього поверхів (шарів) тришарової моделі земної кори, запозичені з [91].

В е р х н і й п о в е р х складений породами, що характеризуються швидкостями поширення пружних хвиль від 5,5—6,0 до 6,3—6,4 км/с. Він охоплює добре вивчену частину консолідованої кори, складену дислокованими осадовими ефузивними та інтрузивними породами різного складу з переважанням порід кислого ряду. З даних приповерхневої геології та детальних геофізичних досліджень відомо, що верхня частина кори має переважно вертикально-шарувату будову, за якої окремі комплекси порід просуваються на великі глибини під кутами 60— 90°. Часто вони розірвані інтрузіями складної форми і порушені крутоспадними розломами.

Простежується загальна тенденція до збільшення швидкості поширення пружних хвиль із глибиною, яка наростає в різних районах з дивовижною сталістю градієнта швидкості, що характеризується значеннями 0,03—0,05 с_ 1 . Зіставляння цих величин градієнтів з даними про зростання швидкості поширення пружних хвиль у гірських породах під впливом тиску показало, що швидкості сейсмічних хвиль у корі наростають із глибиною значно швидше і що це зумовлено зростанням тиску. Одним із пояснень цього факту може бути збільшення основності порід з глибиною або їхнім насиченням основними інтрузіями.

П р о м і ж н и й п о в е р х характеризується швидкостями поширення сейсмічних хвиль 6,4—6,7 км/с, тобто всього на декілька сотень метрів за секунду більшими, ніж їхні швидкості у верхньому поверсі. Йому властиві такі особливості: а) підвищена горизонтальна розшарованість, яка полягає у фіксуванні більшого

75

числа субгоризонтальних сейсмічних поверхонь, що створюють чіткі відбиті хвилі; б) маті вертикальні градієнти швидкості в середньому для інтервалу глибин 10—20 км — 0,0—0,05 с '; в) належність до цього поверху шарів зі зниженою швидкістю поширення сейсмічних хвиль; г) у багатьох регіонах проміжний поверх відокремлюється від верхнього досить чіткою сейсмічною межею К) (за М.К. Буліном — межа А), що є добрим відбивним горизонтом і межею обміну хвиль.

Геологічна інтерпретація проміжного поверху у різних дослідників різна. Автори праці [91] вважають, що він представлений тими самими різновидами, що й верхній, але з дещо більшим вмістом основних відмін. Речовина проміжного поверху перебуває, очевидно, у стані зниженої в'язкості, що пов'язано з впливом високих температур. Підвищена пластичність, можливо, дає змогу породам переміщуватись у горизонтальному напрямку, текти всередині окремих інверсійних прошарків і тим самим релаксувати напруги. Якщо це явище існує насправді, то тоді легко пояснити підвищене горизонтатьне розшарування цієї частини кори і «стирання» її вертикально-шаруватої неоднорідності.

Автори праць [79, 169] пов'язують другий шар (проміжний поверх) із дуже серпентинізованими гіпербазитами.

Останнім часом все більшого визнання набувають уявлення про істотну роль пружно-напруженого стану речовини у сейсмічному розшаруванні земної кори [133, 230]. Так, субгоризонтальні сейсмічні межі А (за М.К. Буліном [24]) або Кх і Кг (за Н.І. Павленковою [91]) в інтерпретації В.І. Шарова [230] є геотектонічними рівнями розшарування кори, що контролюють зміну механізмів руйнування гірських порід по вертикалі. Грунтуючись на результатах експериментальних робіт і дилатансійної теорії шпаруватості, В.І. Шаров вважає, що з глибиною у зв'язку із збільшенням літостатичного навантаження повинні змінюватись форма і тип руйнування порід. У цьому разі він підкреслює, що літостатичний тиск необхідна, але не достатня умова формування вертикального сейсмічного розшарування розрізу. Воно виявляється можливим лише за умов достатніх за величиною зсувних тектонічних зусиль, що діють за певних рівнів літостатичного навантаження.

Своєрідним підтвердженням такої інтерпретації природи межі Кх можуть бути результати вивчення Кольської надглибокої свердловини [86]. Зокрема встановлено, що межа К{ розміщена на глибині 4,5 км всередині єдиного протерозойського (печенгського) осадово-вулканогенного комплексу порід загальною по-

76

тужністю 6 840 м. Саме цю межу в разі традиційної інтерпретації профільних робіт МВХ (метод відбитих хвиль) було помилково прийнято за базальні утворення Печенгської структури. Насправді виявилось, що, починаючи з глибини 4,5 км, швидкість поширення пружних хвиль у породах із глибиною не збільшується, а навіть дещо зменшується. На глибині, меншій за 4,5 км (межа К-,) породи масивні, малопористі, а на більшій глибині — розсланцьовані, менш щільні, більш пористі і проникні. У цьому разі перехід на глибині 6 842 м до іншого архейського гранітогрейсового комплексу порід не змінює перелічених вище характеристик порід, що визначають швидкість поширення пружних хвиль. Наведений приклад не можна розглядати як доказ справедливості пропонованої інтерпретації природи проміжного поверху, однак він свідчить про істотну роль крихкодилатансійного стану речовини у сейсмічному розшаруванні земної кори і верхньої мантії [133].

Н и ж н і й п о в е р х складений породами, що характеризуються швидкостями поширення сейсмічних хвиль 6,8—7,7 км/с, тобто в середньому понад 7,0 км/с. На думку авторів праці [91], речовина, що складає цей поверх, істотно відрізняється за складом від порід верхнього і нижнього поверхів. За аналогією з породами, відомими на поверхні, це можуть бути основні та ультраоснбвні відміни.

Нижній швидкісний поверх дуже часто відокремлюється від проміжного чіткою сейсмічною межею К2, яка створює досить чіткі відбиті й обмінні хвилі, що підтверджує значну відмінність фізичних властивостей порід цих поверхів. Про внутрішню структуру нижнього поверху відомо мало. Є підстава вважати, що для нього характерні підвищені градієнти швидкості і менша горизонтальна неоднорідність. Значно рідше, ніж у проміжному поверсі, в ньому виділяють зони інверсії швидкостей.

На рис. 26, в, запозиченому з [91], зіставлено описану вище тришарову модель земної кори та двошарову, що використовувалась раніше. Принциповою особливістю нової моделі є виділення проміжного поверху, верхня межа якого Кі знаходиться всередині «гранітного», а нижня К2 — всередині «базальтового» шарів; сам поверх характеризується зниженими швидкостями поширення пружних хвиль порівняно з аналогічним інтервалом глибин у двошаровій моделі земної кори. Розбіжність даних про швидкості автори праці [91] пояснюють тим, що в старих розрізах ГСЗ граничні швидкості визначалися не за першими вступами заломле-

77

них хвиль, а за докритичними відбиттями в наступній частині запису. Це призводило до завищення швидкостей на проміжних межах і, відповідно, до неправильних уявлень про великі швидкості у середній частині.

Вертикальна відокремленість. Природа вертикальної відокремленості земної кори і верхньої частини мантії достатньо зрозуміла. Вона зумовлена розломами верхніх оболонок Землі. Як буде показано нижче, розломи є суворо організованими системами, що складаються з ієрархічно підпорядкованих субвертикальних структур, що розділяють блоки з горизонтальними розмірами від декількох сантиметрів до декількох десятків і сотень кілометрів. Положення таких розломів на поверхні Землі відносно просто визначається за результатами аналізу гравітаційного і магнітного полів [200].

З метою оцінки поведінки розломів у глибших частинах земної кори було виконано експеримент [207], що полягав у зіставлянні між собою карт розломів, установлених зазначеним вище способом, з даними ГСЗ за профілями в межах східної частини Українського щита (рис. 27, а). У цьому разі на карту було винесено розломи, що розділяють блоки з горизонтальними розмірами, кратними 35 км, а на профілі ГСЗ — проекції аномальної поведінки межі М і проміжних сейсмічних меж всередині земної кори, а також положення розломів на авторських варіантах розрізів (Н.І. Павленкова та ін. [156]). Результати зіставляння дають змогу зробити висновок про те, що абсолютна більшість розломів, зображених на карті, порушує всю земну кору й проходить у мантію. Отже, кора складається із серії субвертикальних блоків, горизонтальні розміри яких значно менші за вертикальні (див. рис. 27, а).

Аналогічних висновків про надзвичайну вертикальну роздрібленість земної кори східного краю Східно-Європейської платформи і міогеосинклінальної зони Уралу дійшов А.Я. Ярош [245]. Мабуть, це досить загальна властивість земної кори. Певною мірою співзвучною таким уявленням є нещодавно опублікована модель земної кори з а н т и с т р а т и ф о р м н и м характером розрізу кристалічної основи [79]. Цей розріз подано двома системами жорстких грудкуватих відокремленостей: верхньої гранітогнейсової і нижньої, очевидно, грануліто-базитової. Ці системи розділяє новоутворений відносно них цілісний шар пластичних порід, що за складом відповідають серпентинітовій частині офіолітового розрізу (див. рис. 27, б).

7 8