«Геолого-геофизический факультет Кафедра геофизики А. В. ЛАДЫНИН РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИКА Учебное пособие Новосибирск 2006 УДК 550.3 (075):55 (1/9) ББК Д2 я 731 Л.157. Ладынин А. В. Региональная геофизика: Учеб. пособие / ...»

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ

НОВОСИБИРСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Геолого-геофизический факультет

Кафедра геофизики

А. В. ЛАДЫНИН

РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИКА

Учебное пособие

Новосибирск

2006

УДК 550.3 (075):55 (1/9)

ББК Д2 я 731

Л.157.

Ладынин А. В. Региональная геофизика: Учеб. пособие / Новосибирский гос. ун-т. Новосибирск, 2006. 187 с.

Пособие предназначено студентам-геофизикам, выбравшим спецкурс «Региональная геофизика» для изучения в конце бакалаврского цикла или в магистерском цикле обучения.

Дана характеристика основных методов региональной геофизики, их возможностей и ограничений, изложены принципы комплексирования геофизических методов в региональных задачах и основные результаты глубинной региональной геофизики.

Введение и первые четыре главы посвящены методологии и методике региональной геофизики. Обсуждаются постановка задач региональной геофизики, их связь с задачами геодинамики, закономерности регионального распределения физических свойств горных пород, основные методы региональной геофизики (структурная сейсмология и ГСЗ, гравиметрия, электромагнитные зондирования, геотермия и палеомагнитология), комплексирование геофизических методов в региональных задачах.

В трех других главах изложены важнейшие результаты региональных геофизических исследований: геофизическое обоснование тектоники литосферных плит, структура и динамика верхней мантии. Последняя глава – о строении земной коры и верхней мантии Сибири, структуре и динамике литосферы Байкальской рифтовой зоны выполнена в форме обзора для облегчения выбора студентами тем самостоятельной работы.

Рекомендуется студентам-геологам других специальностей при изучении курса «Геофизические методы исследований».

Рецензенты д-р геол.-минер. наук А. Д. Дучков, д-р геол.-минер. наук, проф. Б. М. Чиков Новосибирский государственный университет, А. В. Ладынин,

ПРЕДИСЛОВИЕ

Предмет региональной геофизики В изучении твердой Земли геофизика разделяется на две дисциплины: разведочную геофизику и физику Земли. Первая является прикладной дисциплиной, инструментом для решения геологических задач. Вторая относится к числу фундаментальных наук; у нее свои объекты исследований, принципы постановки и решения научных задач.

Предметом разведочной геофизики является обобщенная совокупность задач, сформулированных на геологической идейной, фактической и терминологической основе. Ее объекты находятся в земной коре, особенно в верхней ее части, доступной для промышленной разработки залежей полезных ископаемых. Ее результаты оцениваются на основе геологических критериев.

Предметом физики Земли являются физические явления и процессы в глубоких недрах – в мантии и ядре Земли; ее объекты исследований – это оболочки (ядро, мантия), крупные неоднородности мантии и ядра в распределении главных физических свойств, а также эволюция этих неоднородностей в геодинамических процессах. Физика Земли имеет свою методологию (способы постановки и решения задач, модели среды), свою терминологическую базу.

Региональная геофизика занимает пограничное положение между разведочной геофизикой и физикой Земли. Она использует методы разведочной геофизики для изучения структуры и динамики литосферы и верхних частей мантии, поставляя фактическую информацию для физики Земли. Объекты исследования региональной геофизики – элементы структуры земной коры и верхней мантии занимают промежуточное положение между объектами разведочной геофизики и физики Земли. Региональная геофизика не ориентирована на прямое применение результатов в производстве. Ее выводы имеют теоретическое значение в обосновании геологических и геодинамических концепций. Они приобретают практическое значение, в том числе прогнозного плана, после геологического истолкования региональных геофизических данных.

В отличие от большинства объектов разведочной геофизики, выделяемых по признакам геологических классификаций и описываемых в геологических терминах, объекты региональной геофизики – неоднородности верхней мантии и крупные структурные элементы земной коры – изначально выделялись по геофизическим характеристикам, а их геологическая систематизация является результат интерпретации, не всегда однозначной.

Региональная геофизика имеет самостоятельный предмет и объекты исследований. Это структура и динамика литосферы, неоднородности земной коры и верхней мантии и ответственные за них геодинамические процессы. У нее есть своя методология: принципы постановки и решения задач, арсенал методов и средств исследований и критерии оценки их результатов. Все это делает региональную геофизику фундаментальной дисциплиной в науках о Земле. Прикладные разделы региональной геофизики направлены на прогноз размещения и направление поисков месторождений полезных ископаемых и прогноз опасных природных явлений.

Задачи и структура курса Цель курса ознакомить студентов с возможностями геофизики в исследовании крупных неоднородностей структуры земной коры и мантии, а также явлений и процессов в глубинах Земли, влияющих на формирование структур литосферы.

Студенты уже знакомы с методами разведочной геофизики, которые используются в решении региональных геолого-геофизических задач. Специфика этих задач определяется большими размерами изучаемых площадей и большими глубинами залегания объектов исследования. Это не позволяет (главным образом, по финансовым соображениям) обеспечить достаточную полноту и детальность геофизических материалов. Кроме того, ограничены возможности использования априорной информации и независимого контроля результатов.

В первой части курса рассматриваются постановки региональных геофизических задач, подходы к их решению и другие вопросы методологии региональной геофизики. Обсуждаются закономерности распределения физических свойств горных пород в комплексах регионального распространения и на значительных глубинах в литосфере. Здесь же дана краткая характеристика основных геофизических методов, используемых для решения задач глубинной и региональной геологии: структурной сейсмологии и ГСЗ, электромагнитных зондирований, гравиметрии, геотермии и палеомагнитологии.

Материал не повторяет других геофизических курсов; изложены специфические методы интерпретации геофизических данных, используемые в региональных задачах. Рассмотрены принципы комплексирования методов региональной геофизики при изучении неоднородности литосферы и в задачах прогнозного типа.

Вторая часть курса посвящена основным результатам региональной геофизики. Рассматриваются: сферически симметричные физические модели Земли и выявленные по отношению к ним латеральные неоднородности в распределении физических свойств; геотермическая модель Земли; другие результаты глубинной геофизики, необходимые для геодинамического моделирования процессов формирования структур литосферы. Кратко изложены главные результаты региональных геофизических исследований строения и динамики литосферы Сибири, в частности Байкальской рифтовой зоны. Этот раздел представляет собой обзор, призванный помочь студентам выбрать сообразно их интересам темы для самостоятельной работы.

Важным элементом изучения региональной геофизики является самостоятельная работа студентов в форме составления рефератов по результатам региональных геофизических исследований. Для этого в библиографическом списке приведены не только работы, на которые есть ссылки в тексте, или предназначенные для дополнительного изучения, но также публикации для их реферирования. Для реферирования список не является исчерпывающим или обязательным:

студенты могут сами подбирать публикации по интересующим их разделам региональной геофизики.

Используются традиционные обозначения геофизических величин; поэтому в разных разделах по-разному обозначается плотность:

в описании физических свойств горных пород и в гравиметрии – как, в сейсмологии и геодинамике – как. Так удобнее для студентов, пользующихся и другой литературой.

Автор благодарен профессору В. Д. Суворову и рецензентам – профессору Б. М. Чикову и доктору геол.-мин. наук А. Д. Дучкову за их труд по прочтению рукописи и ценные замечания.

МЕТОДОЛОГИЯ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОФИЗИКИ

1.1. Задачи региональной геофизики Методология геофизики – это обоснование постановки и принципов решения задач, необходимых для эффективного использования их результатов в различных дисциплинах цикла наук о Земле.

Задачи региональной геофизики делятся на две группы:

а) фундаментальные; их результаты используются в теоретической геотектонике, петрологии и в геодинамике;

б) прикладные, нацеленные на прогноз размещения геологических структур, контролирующих промышленно важные месторождения полезных ископаемых и очаги опасных природных геологических явлений; их результаты используются в нефтегазовой геологии, в геологии рудных месторождений, сейсмологии очаговых областей и вулканологии.

К числу фундаментальных задач относятся:

1. Исследование латеральной неоднородности верхней мантии на разных глубинах, изучение свойств астеносферы.

2. Изучение глубинного строения земной коры, ее расслоения, блоковой структуры.

3. Тектоническое районирование верхней части земной коры фундамента платформенных областей, дна океанов.

Прикладными задачами региональной геофизики являются:

1. Изучение строения осадочных толщ платформ, предгорных прогибов, межгорных впадин, шельфовых бассейнов для прогноза размещения и направления поисков структур, перспективных на нефть и газ.

2. Металлогеническое районирование платформенных и складчатых областей.

3. Изучение структуры и динамики сейсмоопасных зон и областей современного вулканизма.

Постановка региональных геофизических исследований и представление результатов для дальнейшего использования различны в фундаментальных и прикладных задачах.

Особенности постановки и решения фундаментальных задач в большой мере зависят от типа геодинамических моделей, на которых основана систематизация и комплексная интерпретация материалов региональной геофизики.

1.2. Региональная геофизика и геодинамика Региональная геофизика главный источник фактических данных для геодинамики. Исследования глубинного строения литосферы и нижележащей мантии предполагают использование их результатов в формировании исходных моделей структуры и свойств изучаемой среды для последующего геодинамического моделирования процессов формирования неоднородностей мантии, литосферы и геологических структур в земной коре.

Основным механизмом движений мантии является тепломассоперенос в гравитационном поле Земли. Поэтому исходные модели для геодинамических исследований должны содержать сейсмические границы, распределение плотности и температуры.

1.2.1. Геодинамические задачи и модели Построение геодинамических моделей структур литосферы, соответствующих известным структурным и кинематическим характеристикам объектов изучения, призвано прогнозировать неизвестные параметры этих объектов.

Смысл таких моделей – понимание природы и механизмов формирования геологических объектов разных рангов от земных оболочек до структур, содержащих залежи полезных ископаемых. На основе геодинамики возможно согласование результатов геологии и геофизики, в частности, установление соотношений глубинных структур литосферы, изучаемых методами геофизики, с геологическими данными о строении верхней части земной коры.

Современная теоретическая геодинамика имеет дело с построением математических и (реже) физических моделей небольшого числа геодинамических процессов. Основной метод геодинамики – решение прямых задач гидродинамики вязкой жидкости (в некоторых задачах – механики деформируемого твердого тела) в условиях теплообмена на основе заданных структурных моделей среды, параметры которых определены геофизическими методами. При этом используются относительно простые модели процесса (уравнения движения и краевые условия), чтобы обеспечить разрешимость задачи, возможность анализа результатов моделирования применительно к типичным структурам литосферы и мантии Земли.

Такими геодинамическими моделями являются: тепловая конвекция в мантии, нижнемантийные термохимические плюмы, астеносферный диапиризм, изостатическое регулирование литосферы, погружение литосферных плит в зонах субдукции. Результатами моделирования являются главные черты формируемых этими процессами структур литосферы.

Но для региональной геологии нужна иная постановка задачи:

определить механизм формирования конкретных, изученных геологическими и геофизическими методами структур, чтобы выявить важные неизвестные их характеристики. По своему смыслу это обратная задача геодинамики. В результате ее решения должны быть получены характеристики процесса, который привел среду к данной структурно-кинематической ситуации (актуальной модели). Решение может быть не единственным, и проблема состоит в выборе лучшего решения по заранее сформулированным критериям.

Но прежде нужно выбрать исходную модель среды и тип геодинамического процесса.

В теоретической геодинамике нет теорем единственности решений обратных задач. Это приводит к необходимости исследования альтернативных моделей процессов и выбора из них модели, удовлетворяющей одному из критериев: простейшей, или наиболее общей, или точнее других предсказывающей подтверждаемые в дальнейшем новые факты.

1.2.2. Некорректность геодинамических задач Обратная задача геодинамики формулируется так: по известным структурным и кинематическим характеристикам современной литосферы и подстилающей мантии (актуальное состояние) требуется восстановить эволюцию системы из априори неизвестного начального состояния. Такая задача в принципе не имеет единственного решения. Для этого утверждения есть несколько оснований:

1. Результаты геодинамического моделирования конвекции, плюмов и других процессов медленной эволюции выявили факты существования неустойчивых критических режимов с ветвлением (бифуркацией) решений по путям с сильно различающейся дальнейшей эволюцией. Выбор путей выхода системы из критического режима определяется малыми флуктуациями факторов процесса, т. е. является случайным. Поэтому нельзя однозначно определить путь эволюции системы из заданного начального состояния.

2. В эволюции значительную роль играют необратимые процессы, способные самопроизвольно идти только в одном направлении. Поэтому неизбежна потеря информации о прошлых состояниях системы. Два ведущих геодинамических процесса теплообмен и массоперенос в гравитационном поле без внешних воздействий идут только в направлении выравнивания тепловых и плотностных неоднородностей. Со временем, с удалением от исходного состояния от его структуры мало что сохраняется.

3. Информации о состоянии изучаемой системы на разных стадиях ее эволюции, как правило, не хватает. Это относится и к актуальному состоянию. Неполнота описания системы вызвана следующими основными причинами:

для априори неизвестного типа модели геодинамического процесса неизвестен набор характеризующих его параметров;

не все существенные в геодинамическом механизме параметры принципиально могут быть определены по имеющимся данным;

все оценки геодинамических параметров имеют более или менее значительные погрешности.

Ситуации, обусловленные неполнотой описания, поясним на основе представлений о траекториях в фазовом пространстве [Арнольд, 1990]. Применительно к геодинамике фазовым пространством является многомерное пространство, в котором вектор признаков описывается: координатами, скоростями или импульсами элементов среды, ее свойствами, термодинамическими условиями. Все они являются функциями времени.

При полном и точном описании процесса состоянию системы в любой момент времени соответствует точка. Траекторией является пространственная кривая изменения ее положения во времени. Эти понятия введены в аналитической динамике, где доказано, что траектории не пересекаются, но могут асимптотически сближаться в особых точках.

Геодинамическое описание может быть неполным из-за отсутствия или неточного определения некоторых параметров процесса. Это значит, что реальное фазовое пространство проектируется в описании на пространство меньшей размерности.

Точки состояний системы размываются погрешностями определения параметров и временной привязки.

Кроме того, актуальное состояние не обязательно является равновесным и конечным результатом процесса.

По известным вместо истинных траекторий их проекциям нельзя восстановить пространственную кривую. А внутри области размытости точки состояния может проходить несколько траекторий, т. е.

промежуточные состояния разных процессов могут совпадать при их неполном описании.

Три главные причины некорректности обратных геодинамических задач динамическая неустойчивость процессов, утрата информации о прошлых состояниях и неполнота структурнокинематического описания моделей в различной степени ограничивают возможности геодинамики и требуют для их преодоления разных условий.

Неустойчивость геодинамических процессов приводит к необходимости искать регулярные решения обратных задач вне критических режимов и при отсутствии флуктуаций параметров процессов.

Сложный процесс описывается моделью медленной эволюции:

инерционные силы отсутствуют, движение заменяется последовательностью равновесных состояний.

Из-за утраты части информации о прошлых состояниях геодинамических систем более или менее надежно можно восстановить только новейшие процессы. В районах их проявления следы древних процессов могут быть стерты. Это снижает возможности геодинамики в выяснении природы древних структур земной коры.

Неполнота геодинамического описания фактор важный, но им в некоторых пределах можно управлять, выбирая рациональный комплекс геофизических методов для расширения круга признаков, характеризующих моделируемые процессы. Средством уменьшения неоднозначности служит построение некоторой совокупности моделей изучаемого процесса и выбор из них той модели, которая согласуется с наибольшим количеством фактических данных.

1.2.3. Требования геодинамики к данным региональной геофизики Итак, материалы регионального геофизического изучения современной структуры литосферы нужны для построения моделей структурообразующих геодинамических процессов. По результатам такого моделирования возможен прогноз параметров литосферы в регионах, недостаточно изученных геофизическими методами. Выбор из альтернативных геодинамических моделей осуществляется по критерию лучшего согласия с имеющейся фактической информацией.

Требования к качеству результатов региональных геофизических исследований определяются целевой установкой и способами использования результатов. Поскольку основой геодинамических моделей является тепломассоперенос в гравитационном поле Земли, то структурные модели литосферы для геодинамического моделирования, должны содержать информацию о распределении плотности, температуры, теплопроводности, вязкости, о положении и рельефе основных границ раздела.

Рельеф границ раздела, как и распределение скорости распространения упругих волн в слоях, определяется сейсмическими методами. В ряде случаев (за исключением исследований методом отраженных волн) можно без дополнительной информации оценивать необходимые параметры упругой модели литосферы. Но упругие свойства не так важны в геодинамическом моделировании, как структура границ раздела и распределение плотности. Плотностную структуру сред с субгоризонтальными границами нельзя определить по данным гравиметрии из-за неоднозначности решений обратных задач в таких моделях. Этим определяется необходимость комплексирования сейсмических методов и гравиметрии для построения плотностных моделей литосферы. Комплексирование предполагает использование сейсмических данных как априорной информации при интерпретации данных гравиметрии или оптимизационный подбор скоростных и плотностных моделей, соответствующих сейсмической информации и гравитационному полю в предположении линейной зависимости скоростьплотность.

РЕГИОНАЛЬНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ

РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ФИЗИЧЕСКИХ СВОЙСТВ ГОРНЫХ ПОРОД

2.1. Определяющие факторы физических свойств горных пород Изучение физических свойств горных пород позволяет выявить факторы, определяющие их поведение в механических, электрических и магнитных полях. Главными определяющими факторами физических свойств пород являются их химический состав и структура.

Химический состав описывается рядом характеристик:

а) структурой атомов числом протонов и нейтронов, распределением электронов по оболочкам, зонной электронной структурой;

б) молекулярной структурой типами связей атомов, их силой, направленностью;

в) изоморфным замещением и атомами примесей в кристаллической решетке породообразующих минералов, акцессорными минералами в горной породе, составом флюидов в поровом пространстве.

Как видим, понятие структура шире понятия химический состав.

Структура горных пород определяется также:

г) кристаллической структурой минералов: симметрией, плотностью упаковки, типами и концентрацией дефектов;

д) минеральным составом, взаимоотношением минералов (зерен), их фазовым и агрегатным состоянием;

ж) пористостью, концентрацией и ориентировкой трещин, составом жидкостей и газов в породе.

Важные в региональной геофизике свойства: плотность, магнитная восприимчивость, удельное электрическое сопротивление, скорости распространения сейсмических волн в разной степени обусловлены этими структурными факторами. Для каждого из свойств набор определяющих факторов индивидуален. Если некоторые факторы являются общими для разных свойств пород, между этими свойствами обнаруживается корреляционная зависимость. Сами факторы тоже зависимы: атомная и молекулярная структура во многом определяют макроструктуру горных пород.

Химические элементы различаются составом ядра: числом протонов (атомным номером) или суммарным числом протонов и нейтронов (массовым числом). Тяжелые атомы (с большим числом протонов и нейтронов) или изотопы с неустойчивыми по соотношению протонов и нейтронов структурами ядер могут быть радиоактивными. Горные породы являются радиоактивными в связи с концентрацией в них этих элементов, которые являются акцессорными. В магматических горных породах концентрация радиоактивных элементов уменьшается от кислых пород к ультраосновным. Это определяет отрицательную корреляцию радиоактивности с плотностью и в меньшей мере с упругими свойствами и магнитной восприимчивостью. Кроме того, от радиоактивности непосредственно зависит генерация тепла в горных породах.

Электронная конфигурация элементов определяет тип магнетизма диамагнетизм или парамагнетизм атомов.

Атомы с четным числом электронов по правилу Хунда компенсации полей противоположно ориентированных магнитных моментов электронов являются диамагнетиками. Они намагничиваются индуктивно, в направлении, противоположном намагничивающему полю. (К классу диамагнетиков относятся все ионные кристаллы.) Атомы с нечетным числом электронов являются парамагнетиками. Их намагниченность имеет ориентационную природу, направление намагниченности совпадает с направлением поля. Парамагнитными являются переходные металлы с энергетической инверсией электронных оболочек (4s 3d в группе железа, 5s 4d в группе палладия, 6s 4f 5d в группе платины, вокруг оболочки 5f у актинидов).

Парамагнетики при невысокой температуре приобретают магнитную упорядоченность в виде параллельной ориентации магнитных моментов электронов валентной оболочки (магнитный фазовый переход при температуре Кюри). Вещество становится ферромагнитным. В магнетизме горных пород наиболее важен ферромагнетизм железа, другие элементы мало распространены в литосфере.

Главными факторами, определяющими магнитные свойства пород, являются содержание в породах соединений железа, их магнитная структура и температура.

Зонная электронная структура атомов определяет их электропроводность. Если валентная зона атома перекрывается разрешенной зоной проводимости, такое вещество является проводником. У полупроводников между заполненной валентной зоной и пустой зоной проводимости есть неширокая (0,1 5 эВ) запрещенная зона, которая преодолевается электронами при достаточно сильном электрическом, тепловом или механическом возбуждении. Диэлектрики имеют широкую (> 5 эВ) запрещенную зону между валентной зоной и зоной проводимости.

Воздействие электронной структуры на физические свойства вещества реализуется через тип связей атомов в молекулы.

Важно, что элементы, входящие в большинство химических соединений, имеют валентные p-электроны (C, N, O, Al, Si, P, S, Cl и др.), у которых орбитальное квантовое число l = 1, а другие (в частности, переходные металлы группы железа) d-электроны (l = 2).

Электронные орбитали у них имеют отчетливую ориентировку, что определяет возможность образования направленных связей, энергия которых по разным осям различна.

2.1.2. Кристаллическая структура минералов Минералы формируются на основе трех видов связей атомов:

ионной, ковалентной и металлической. Энергия этих связей варьирует в диапазоне от 104 до 107 Дж/моль. Как правило, у ионных кристаллов она больше, чем у металлов, значения энергии ковалентных связей (у разных соединений) располагаются во всем указанном диапазоне. От энергии связи атомов зависят температура плавления и механические свойства кристаллов. Многие минералы и породы обнаруживают разные виды связей, но всегда одна из них является преобладающей.

Ионная связь создает прочные симметричные электронные конфигурации, она ненаправленная, кристаллы обладают высокой симметрией, почти изотропные по физическим свойствам. Ионные кристаллы обычно диэлектрики, диамагнетики, они прозрачны, имеют низкую теплопроводность. Ионные связи характерны для соединений щелочных металлов с галогенами, карбонатов, сульфатов.

Ковалентная связь, создаваемая общими для каждой пары атомов p-электронами, направленная, и чем меньше у атома валентных электронов, тем резче выражена направленность, что определяет низкую симметрию кристаллов, анизотропию их свойств. Чисто ковалентная связь может быть только между одинаковыми атомами, в других соединениях она ослабляется за счет ионных или металлических связей. Многие ковалентные кристаллы являются полупроводниками, у них довольно высокая теплопроводность, они непрозрачны для видимого света, имеют большие значения упругих модулей.

Металлическая связь образуется нелокализованными на отдельных атомах валентными электронами. Такие вещества пластичны, имеют высокую электропроводность и теплопроводность, не прозрачны в видимом свете. К этому классу относятся самородные металлы, ряд окислов и сульфидов.

Изоморфизм взаимное замещение в кристаллической решетке близких по свойствам атомов распространенное явление в минералах, включая породообразующие минералы. В изоморфных рядах обнаруживаются вариации физических свойств: модулей упругости, плотности, магнитной восприимчивости, иногда электропроводности. В группе полевых шпатов имеет место изоморфизм по Na и К (альбит ортоклаз, микроклин) и по комплексам Na + Si и Ca + Al (плагиоклазы от альбита до анортита); у оливинов изоморфизм по Mg и Fe (форстерит фаялит); у железных руд изоморфизм Ti Fe (титаномагнетитмагнетит). Эти и другие замещения происходят по принципу близости атомных радиусов при условии сходных поляризационных характеристик ионов. Влияние изоморфных замещений на физические свойства пород невелико ввиду малых различий кристаллической структуры.

Примесные атомы в кристаллической решетке по-разному искажают решетку, находясь в узлах и междуузлиях, создают добавочные энергетические уровни в зонной электронной структуре. Увеличивается электропроводность минералов диэлектриков и полупроводников, изменяются поглощающие свойства, цвет, пластичность, прочность, упругие свойства, в меньшей мере плотность и магнитные свойства, усиливаются транспортные свойства (диффузия, теплопроводность). Степень этих изменений свойств зависит от концентрации примесей.

Акцессорными минералами часто бывают рудные, темноцветные, редкие минералы. Несмотря на малое содержание в горных породах, они существенно влияют на электрические и магнитные свойства пород. Темноцветные и рудные минералы повышают электропроводность горных пород, непосредственно из-за металлических связей и косвенно, путем изменения типа и структуры связей других минералов, понижения потенциала ионизации. Среди них есть много минералов переходных металлов, прежде всего окислы и гидроокислы железа, за счет которых намагничиваются горные породы. Другие свойства горных пород упругие модули, плотность корреляционно связаны с концентрацией акцессорных минералов. Эта корреляция обусловлена обратной зависимостью концентрации темноцветных минералов от содержания кремнезема в магматических породах. Поэтому насыщенные темноцветными минералами основные породы имеют более высокие значения плотности и скоростей сейсмических волн.

Кристаллическая структура (параметры решетки, плотность упаковки атомов, симметрия, типы и концентрация дефектов и дислокаций) является важнейшим фактором для плотности и упругих модулей. Кристаллической структурой определяются и другие свойства минералов: электрические, тепловые, деформационные. Однако в горных породах, представляющих собой поликристаллические и полиминеральные агрегаты, фактор кристаллической структуры во влиянии на эти свойства иногда перекрывается другими, макроструктурными характеристиками горных пород.

Широко распространенные горные породы имеют относительно небольшие вариации средней атомной массы от 20 до 2223. Дифференциация по плотности и упругим свойствам горных пород, вызванная этим фактором, не выходит за пределы 510 %.

Реальное разнообразие значений плотности и скоростей распространения сейсмических волн от 12 г/см3 и 0,32 км/с (пески, песчаники, суглинки вблизи поверхности) до 5,5 г/см3 и 13,5 км/с (мантия Земли у границы ядра) обусловлено главным образом параметрами кристаллической структуры. Чем плотнее упаковка атомов в решетке, тем выше плотность, упругие модули и скорости распространения сейсмических волн. Наиболее плотная упаковка в силикатах образуется под высоким давлением в низах нижней мантии.

Многие породообразующие минералы кварц, оливин, пироксены и др. в условиях высоких давлений претерпевают полиморфные фазовые переходы от низкоплотных форм, равновесных в поверхностных условиях, к плотным структурам с высокой симметрией кристаллических решеток на больших глубинах в мантии.

Дефекты кристаллической решетки, как правило, приводят к некоторому понижению плотности и упругих модулей минералов и горных пород. Тепловые фононы, кроме того, изменяют электропроводность. Металлические кристаллы увеличивают сопротивление с температурой. У ионных кристаллов сопротивление с температурой понижается. Понижается с ростом температуры сопротивление и ковалентных полупроводниковых минералов. Тепловое возбуждение нарушает ориентацию магнитных моментов частиц, а при температуре выше точки Кюри ликвидирует магнитное упорядочение ферромагнетиков, и они переходят в парамагнитное состояние.

Точечные дефекты в кристаллах: вакансии, атомы в междуузлиях, концентрация которых повышается с температурой, определяют транспортные свойства минералов и горных пород (температуропроводность, диффузию, вязкость, электропроводность). Дефекты изменяют напряженное состояние кристаллов, уменьшая тем самым упругие модули минералов и горных пород. Влияние точечных дефектов на плотность мало, так как в больших объемах число вакансий и число атомов в междуузлиях примерно одинаково.

Линейные дефекты дислокации (краевые и винтовые) влияют, в основном, на механические свойства минералов и горных пород (упругость, пластичность, прочность). Через взаимодействие с дислокациями точечных дефектов проявляется влияние дислокаций на коэффициенты переноса. В частности, скорость диффузии по линиям дислокаций может на порядки превышать объемную диффузию.

Структура магматических пород определяется минеральным составом, условиями кристаллизации, последующей эволюции и местонахождения. Различия физических свойств интрузивных и эффузивных пород, сходных по химическому составу, невелики. Эффузивы имеют в среднем на 812 % меньшие значения плотности и упругих характеристик, чем интрузивные породы (рис. 1), но заметно больший разброс этих значений для пород одного состава.

Подобное соотношение имеет место и для магнитной восприимчивости интрузивных и эффузивных пород.

г/см 3, 3, 3, 2, 2, 2, 2, Рис. 1. Средняя плотность магматических пород: слева интрузивных, справа эффузивных Влияние процессов метаморфизма на физические свойства магматических пород разнообразно. Оно зависит от типа метаморфизма, т. е. от температуры, давления, сдвиговых деформаций и состава привнесенных флюидов.

При региональном метаморфизме повышаются плотность и упругие модули горных пород, довольно заметны эти изменения в фациях высоких давлений и температур гранулитовой и особенно эклогитовой. За счет графитизации и появления магнетита возрастают электропроводность и магнитная восприимчивость метаморфических пород фаций зеленых сланцев и амфиболитов по сравнению с неизмененными породами. Иной характер изменения физических свойств обнаруживается при низкотемпературном метасоматозе, примером которого служит серпентинизация гипербазитов, превращение оливинов и пироксенов в гидроокислы с существенно меньшими (на 10 15 %) значениями плотности и скоростей упругих волн, но с большей магнитной восприимчивостью.

Метаморфизм осадочных пород приводит к более значительным изменениям физических свойств. Контактовый метаморфизм сопровождается образованием скарнов, часто содержащих месторождения железа, свинца и цинка, золота, вольфрама и молибдена. Большинство скарнов имеют резко повышенные значения плотности и магнитной восприимчивости и пониженное сопротивление.

С региональным метаморфизмом песчаников часто связаны железорудные залежи. Железистые кварциты (КМА, Криворожье) имеют высокие значения плотности, магнитной восприимчивости и электропроводности, пропорциональные концентрации железа.

Пористость, трещиноватость и флюидонасыщенность довольно сильно влияют на физические свойства осадочных пород на глубинах до 3 5 км, а на свойства магматических и метаморфических пород в основном в приповерхностных условиях. Пористость и трещиноватость ведут к уменьшению плотности, пропорциональному общей пористости Kп. Поэтому плотность сухих пород c меньше минеральной плотности м твердой фазы: ( м с) / м = Kп. В осадочных породах Kп может достигать 0,2 0,4. Но поры в естественном залегании редко остаются без жидкого заполнения, так что Примерно в таком же отношении уменьшаются и скорости распространения упругих волн, но здесь сложнее: важны геометрия пор, скелета, степень связности пор.

Пористость и состав флюидов являются факторами, определяющими электропроводность горных пород. Этот фактор очень сильный; удельное сопротивление осадочных пород часто не зависит от состава скелета, определяясь исключительно составом и концентрацией флюидов.

Главная теплофизическая характеристика горных пород коэффициент теплопроводности определяется теми же факторами, что плотность и скорость сейсмических волн: главный из них кристаллическая структура, а также пористость, давление и температура.

Плотность горных пород при высоких давлениях и температурах зависит от сжимаемости и коэффициента теплового расширения.

Объемная сжимаемость = d / dP различна для магматических и метаморфических, с одной стороны, и осадочных пород, с другой, при небольших давлениях, пока не закрыто поровое пространство.

На рис. 2 схематически показана зависимость плотности и скорости продольных волн от давления на примере перидотита. Начальная часть кривой является обобщением экспериментальных данных, а изменения свойств при больших давлениях, в том числе фазовые переходы получены по физической модели Земли PREM [Dziewonski, Anderson, 1981]. В начальной части кривой видна нелинейность, связанная с эффектом закрытия пор. Наклон кривой при более высоком критической величины, различной у разных минералов, но всегда зависящей, кроме того, от температуры. При этом давлении происходит фазовый переход в структуру с более плотной упаковкой. На рис. 1 фазовые переходы изображены в виде скачкообразных увеличений плотности и скорости упругих волн на фазовых границах.

Сжимаемость перидотита в переходной зоне мантии (около 8 1012 Па1), как видим, больше, чем выше этой зоны, и особенно в нижней мантии, где она составляет ~3 1012 Па1. Примерно такие же значения имеют коэффициенты зависимости от давления скорости продольных волн.

Тепловое расширение характеризуется величиной = d / dT.

Этот коэффициент мало зависит от давления и температуры, но обнаруживает зависимость от состава пород содержания SiO2. С увеличением содержания от 30 % в дуните до 70 % в гранитах возрастает от 2 106 до 8 106 K1. Еще больше тепловое расширение кварцитов 11 106 K1. Эти различия существенны для верхних частей континентальной коры, а в мантии коэффициент теплового расширения имеет значения порядка 106 K1.

Скорости сейсмических волн в магматических породах практически линейно зависят от температуры в условиях земной коры (от до 500 oC):

причем p s Значения этих коэффициентов порядка (1 5) 10 K и мало зависят от состава пород.

Электропроводность пород на большой глубине в земной коре и верхней мантии определяется в основном температурой. Зависимость удельного сопротивления от температуры довольно сильна:

где k постоянная Больцмана (1,38 1023 Дж/К), Eo энергия активации. У разных минералов Eo изменяется в широких пределах, примерно от 1018 Дж у эгирина до 1013 Дж у берилла и серпентина.

Выше температуры солидуса удельное сопротивление мантийных пород понижается почти на два порядка из-за повышения концентрации расплава. Этот факт используется для выяснения структуры астеносферы методом глубинных электромагнитных зондирований.

Магнитная восприимчивость основных и ультраосновных пород, составляющих нижнюю часть земной коры и верхнюю мантию, мало меняется с температурой, если она не достигает точки Кюри температуры перехода ферромагнетика в парамагнитное состояние.

Наиболее распространенный в земной коре ферромагнитный минерал магнетит имеет Тс = 578 С. Температура Кюри ультрабазитов мантии составляет 300 600 С.

2.2. Корреляция физических свойств горных пород Значения физических свойств пород имеют довольно широкие области неопределенности из-за влияния нескольких факторов, по причинам различия состава, структуры каждого типа пород, условий их залегания. Это приводит к неоднозначности геологического истолкования результатов, полученных каждым из геофизических методов. Поэтому возникает необходимость комплексирования геофизических методов. Чтобы обосновать возможность комплексирования в конкретных геологических задачах, необходимо выявить взаимосвязи между физическими свойствами горных пород.

Взаимосвязи между физическими свойствами горных пород можно выявить путем сопоставления определяющих факторов или корреляционным анализом эмпирических данных.

Между какими-то двумя свойствами в определенном классе пород может быть установлена корреляция, выраженная уравнением регрессии. В других случаях корреляция отсутствует, но некоторые геологические тела могут быть выделены по двум (или более) физическим свойствам. Рассмотрим соотношения, которые можно ожидать между основными геофизическими свойствами: плотностью, магнитной восприимчивостью, скоростями сейсмических волн vp и vs и удельным электрическим сопротивлением, исходя из определяющих факторов этих свойств.

Плотность и упругие свойства пород определяются в основном параметрами кристаллической структуры минералов. Поэтому имеется довольно тесная связь между этими свойствами пород, если нет больших различий по средней атомной массе.

Электрическая проводимость горных пород зависит, главным образом, от содержания флюидов в поровом и трещинном пространстве породы и степени их минерализации. Этот фактор не является ведущим для других свойств. Поэтому удельное сопротивление, в общем, не обнаруживает корреляции с другими свойствами, хотя в некоторых осадочных толщах есть участки разрезов с устойчивыми соотношениями удельных сопротивлений со скоростями сейсмических волн. Диапазон значений удельных сопротивлений горных пород очень широкий. Пористость и трещиноватость тесно связаны с составом и структурой пород, так что любые литологические разности в разрезе различаются по электропроводности. Имеет место корреляция удельного сопротивления и скоростей сейсмических волн для глубинных зон литосферы в связи с температурой.

Общее для большинства горных пород уравнение регрессии связывает плотность и скорости продольных волн. Уравнение регрессии называется универсальным уравнением состояния (уравнением Берча). Свободный член уравнения зависит от средней атомной массы Ma, она для большинства горных пород мало отличается от значений 21 22, возрастая в случаях повышения содержания металлов: железа, титана и других.

Значения коэффициентов уравнений регрессии обнаруживают некоторый разброс. Это не мешает эффективно использовать уравнение (3) для построения плотностных моделей региональных геологических разрезов по данным о скорости продольных волн при комплексной интерпретации сейсмических и гравиметрических данных.

Но латеральные вариации плотности и скоростей сейсмических волн в отдельных слоях обычно невелики, и их оценка лежит за пределами возможностей этого метода комплексной интерпретации сейсмических и гравиметрических данных.

На рис. 3 показаны фактические соотношения между плотностью и скоростями сейсмических волн для разных пород. Видны хорошая корреляция свойств во всем диапазоне значений, изменения наклона кривой для разных пород, роль атомной массы, приводящая к сдвигу линии регрессии. Очевидно, что пересчет скорости в плотность на основании этой корреляции сопряжен с погрешностями. Они могут быть меньше изменений свойств от слоя к слою, но в пределах даже крупных слоев вариации свойств надежно выявить на этой основе невозможно.

Рис. 3. Соотношение плотности и скоростей продольных волн для горных пород разных типов. Обозначения:

точки – фактические данные для осадочных, магматических и метаморфических пород; сплошная кривая – аппроксимация фактических данных; пунктир – зависимости для магматических пород с разной атомной массой (m) при высоких давлениях [Берч, 1960] В левой части кривой зависимости скоростьплотность, при < 2,2 г/см3, наблюдается значительная нелинейность.

Петрофизическая классификация горных пород для региональных задач геофизики включает три класса осадочно-вулканогенных пород: терригенные, карбонатные и основные эффузивные породы (траппы); четыре класса магматических пород: гранитоиды, средние, основные породы и ультрабазиты (табл. 1). Здесь показан диапазон значений свойств в каждом классе пород. Скорости поперечных волн не приводятся: их можно вычислить как vS = 0,6 vP.

Физические свойства пород регионального распространения Осадочный комплекс:

соотношение K = N / (N R).

Значения K могут меняться от единицы для совершенно случайных векторов до бесконечности, если все векторы коллинеарны.

В однородных совокупностях данных они могут быть большими.

Например, совокупность образцов осадочных пород одного пласта в обнажении дает значения К порядка 2000 6000, что указывает на высокую точность собственно палеомагнитных измерений. Для пород из одного пласта в ряду разрезов одного региона K уменьшается до 1000 и менее, для разных пластов одного разреза еще меньше, а средние K для одновозрастных отложений по региону имеют значения порядка 20 50.

Приближенно область доверия (в угловой мере), в которую с вероятностью 0,95 попадают палеомагнитные направления, связана с K формулой Эта величина позволяет определить овал доверия вокруг палеомагнитного полюса с полуосями Q1 и Q2, соответственно перпендикулярно магнитному меридиану и вдоль него:

Из этой формулы следует, что более высокую точность определения координат палеомагнитных полюсов (при прочих равных условиях) имеют точки отбора образцов, близких по положению к палеомагнитному экватору (овал с полуосями a / 2 и a). Максимален разброс при наблюдениях вблизи палеомагнитного полюса (круг с радиусом 2a), в последнем случае площадь овала доверия в 8 раз больше, чем на экваторе (рис. 13).

Рис. 13. Четвертичные (кружки) и пермские (крестики) виртуальные полюса (из книги П. Шарма,1989, рис. 5.10) Палеомагнитными данными, важными в определении перемещения плит, являются координаты виртуального полюса в каждом пункте конкретного района исследований (отбора образцов). Координаты палеомагнитного полюса вычисляются осреднением координат виртуальных полюсов по всем образцам района, относящимся к данному геологическому времени.

На рис. 13. приведены виртуальные полюса четвертичного и пермского возраста по данным А. Холмса из книги П. Шарма (1989). Область разброса точек виртуальных полюсов имеет угловые размеры порядка 1015°. Видно, как концентрируются вокруг географического полюса виртуальные полюсы плейстоценового и плиоценового времени. Современный магнитный полюс (обозначен буквой М) лежит вне площади этих полюсов. Для сравнения приведены пермские виртуальные полюса по данным для Северной Евразии. Как видим, разброс здесь лишь вдвое превышает разброс для четвертичных полюсов. Для оценки надежности реконструкций положения континентов по палеомагнитным данным важно оценить, было ли древнее поле в основном дипольным, как и современное поле. Это достигается сферическим гармоническим анализом (СГА) палеомагнитных данных, из которого определяются основные параметры древнего поля. Анализ [Бенькова и др., 1973] выполнен в двух вариантах (табл. 5):

1) при фиксированном в современных географических координатах положении пунктов отбора образцов для палеомагнитных исследований;

2) с учетом мобилистских реконструкций.

Эти варианты показаны цифрами 1, 2 в первом столбце после индекса времени. Координаты палеомагнитных полюсов и оценены по формулам (3942). Смещение центра диполя от геометрического центра Земли оценивается на основе первых коэффициентов Гаусса. Отношение амплитуд первых гармоник Q1 и Q2 также характеризует эксцентричность диполя. Последний столбец показывает точность анализа по средней разности наклонений наблюденного и синтезированного (из двух гармоник) полей. Как видим, при реконструированном положении континентов параметры древнего магнитного поля оказываются близкими к параметрам современного поля. Если же считать континенты неподвижными, древнее поле становится существенно не дипольным.

Параметры сферического анализа палеомагнитных данных (Матуяма) Этот результат является хорошим свидетельством в пользу сразу двух положений:

1) идеи больших перемещений литосферных плит;

2) применимости модели центрального осевого диполя.

Другой важный параметр палеомагнитного поля его модуль. Он определяется в предположении пропорциональности намагниченности J намагничивающему полю Н. Чтобы не использовать неопределенную для первичного намагничивания величину магнитной восприимчивости (как для индуктивной намагниченности современным полем), моделируется процесс приобретения термоостаточной или ориентационной намагниченности соответственно способами нагрева охлаждения или переосаждения горных пород. Зная модуль поля лаборатории Нl, получаем Чтобы можно было сравнивать данные из разных регионов, значения Н приводят к экватору He по модели поля ЦОД:

Стратиграфические задачи требуют более детального представления о вариациях геомагнитного поля в конкретные палеомагнитные эпохи и даже во время отдельных инверсий. Для этого подробно изучают индивидуальные морфологические особенности инверсий:

характер изменений склонения D, наклонения I и величины магнитной индукции T палеополя за время порядка 105 106 лет, включающее одну или несколько инверсий поля, на разрезах мощностью от нескольких метров до нескольких десятков метров. Такие портреты инверсий позволяют коррелировать геологические разрезы. Для выяснения режима магнитного поля во время инверсий, перед ними и после них используется комплекс методов:

моделирование разных гипотез о физической природе инверсий (при реальных параметрах поля);

детальный анализ морфологии возможно большего числа инверсий, синхронных в разных регионах и разновременных по каждому из регионов в отдельности.

3.5.2. Основные результаты палеомагнетизма Основу палеомагнитологии составляет палеомагнитная шкала инверсий геомагнитного поля в координатах абсолютного возраста, наложенная на стратиграфическую шкалу. Она позволяет соотнести любую инверсию с конкретным периодом и веком (системой и ярусом), что позволяет считать ее магнитостратиграфической шкалой.

Построение палеомагнитной шкалы является главной прямой задачей палеомагнитологии, требующей больших усилий мирового сообщества специалистов и координации их работы.

Палеомагнитные шкалы мезокайнозоя и палеозоя обычно разделяют по причине их разной точности: шкала мезокайнозоя имеет меньше пропусков палеомагнитных эпизодов иной полярности и на порядок более высокую точность абсолютной временной датировки.

Самую точную часть шкалы (последние 57 млн лет) обычно показывают в более крупном масштабе (см. рис. 10, а) для иллюстрации спектра инверсий, длительности геомагнитных эпох и ивентов. Названия эпох традиционно даются по именам видных ученых. Ивенты тоже имеют собственные названия по районам их выделения.

Сводная палеомагнитная шкала (см. рис. 10, б) составляется по результатам синтеза данных исследования множества разрезов, согласования и корреляции инверсий геомагнитного поля для разных тектонических областей и их межрегиональной корреляции. В ней использованы материалы палеомагнитного изучения: осадков Мирового океана, терригенных осадочных пород плитных комплексов платформ и прогибов горных областей, эффузивов (лавовых потоков) вулканических областей, магматических и осадочных пород складчатых областей.

Большой вклад в построение шкалы палеомагнитных инверсий вносят исследования намагниченности донных осадков Мирового океана и анализ структуры аномального магнитного поля океана.

Океанические осадки ложа (вне зон интенсивной тектоники или с сильными придонными течениями) накапливаются равномерно, со скоростью порядка 0,1 мм/год или меньше. Так что толща осадков кайнозоя (около 65 млн лет) обычно не превышает 60 м. Палеомагнитные измерения образцов из колонок таких осадков дает возможность подробно восстановить историю палеомагнитных инверсий за время осадконакопления. Это время ограничено молодостью дна океана. Длина колонок зависит от толщины осадков в разных частях океана и технических параметров судов.

Анализ структуры линейных магнитных аномалий в океанах и установление их связи с разрастанием океанической литосферы от осей рифтовых хребтов (на основе гипотезы Вейна Меттьюза) выявили положение в океане границ блоков литосферы с разной полярностью намагниченности. Обнаружено хорошее согласие полярности базальтов дна океана в рамках этой гипотезы и по прямым измерениям намагниченности образцов из керна скважин, а также полярности по придонным осадкам, что доказывает справедливость гипотезы разрастания дна океана (спрединга) и реальность инверсий геомагнитного поля.

Первичная остаточная намагниченность в значительной мере утрачивается в континентальных горных областях, которые после кристаллизации магматических пород прошли стадии:

а) регионального метаморфизма с прогревом до температур выше точки Кюри;

б) динамометаморфизма в зонах разломов с локальным прогревом молодыми интрузиями;

в) процессов метасоматоза и ферромагнитной минерализации.

Здесь выделяется возникшая в перечисленных процессах вторичная остаточная намагниченность. Надо заметить, что первичная остаточная термическая намагниченность образуется при остывании горных пород ниже температур Кюри (600700 °С), тогда как кристаллизация магмы происходит при значительно более высоких температурах (8001000 °С в зависимости от состава). От кристаллизации до перехода через температуру Кюри проходит большое время, зависящее от глубины (РТ-условий) кристаллизации. Вторичная намагниченность горных пород разных типов теснее привязана во времени к вызвавшим ее процессам, следовательно, выше точность геодинамических реконструкций, основанных на палеомагнитных данных.

Для геодинамических приложений палеомагнитологии важно распределение инверсий во времени. При этом используются данные о временной привязке конкретных инверсий. В стратиграфических задачах важна датировка разреза или его части в произвольных местах магнитостратиграфической шкалы. Значит, разрез следует привязать к ближайшим инверсиям (хотя бы одной). Примерные оценки возраста пород обычно имеются, так что интервал магнитостратиграфического разреза, к которому относится исследуемый разрез, может быть не очень большим. Но он может включать несколько инверсий на границах палеомагнитных эпох, ивентов или содержать экскурсы поля с разными закономерностями вариаций во времени.

Поэтому для стратиграфических задач важно иметь набор «портретов» инверсий, что позволило бы идентифицировать каждую из них, если она относится ко времени осадконакопления.

Морфология инверсий различна. Наблюдались быстрые инверсии с обращением поля за один темп без предварительных его изменений. Другим инверсиям предшествует период нескольких «попыток»

с неустойчивыми режимами поля и экскурсами; за ним может следовать (или нет) окончательное изменение полярности. В некоторых инверсиях фиксированы промежуточные положения векторов Jr с переходом к новой полярности. Общими для инверсий являются:

уменьшение в период инверсии напряженности поля более чем на порядок;

движение виртуальных геомагнитных полюсов по двум довольно узким меридиональным полосам: одна проходит вдоль 100 в. д., через центры Сибирской и Антарктической мировых магнитных аномалий, другая вдоль 90 з. д., по Канадской и Бразильской мировым магнитным аномалиям.

Продолжительность инверсий от 103 до 105 лет. Время между инверсиями варьирует в широких пределах от n.105 до 107 лет, но последняя цифра неточна: кажущееся увеличение длительности эпох стабильного поля с геологическим возрастом связано с недостаточной палеомагнитной изученностью палеозоя.

Перечислим главные результаты палеомагнитологии.

1. Сравнение траекторий перемещения в геологическом времени палеомагнитных полюсов, относящихся к разным континентам (точнее, к разным литосферным плитам), привело к выводу о реальности больших горизонтальных перемещений литосферных плит. Этот вывод основан на установленном соответствии древнего магнитного поля Земли полю ЦОД: в этой модели поля иначе различие траекторий виртуальных полюсов объяснить нельзя.

2. Объединение результатов палеомагнитных исследований пород одного возраста с разных континентов методом совмещения траекторий палеомагнитных полюсов позволило реконструировать положение литосферных плит в разные периоды геологической истории.

3. В решении локальных геодинамических задач палеомагнитология позволила выявить повороты блоков литосферы, их смещения (в основном в меридиональном направлении; движения без изменения широты выявляются хуже);

4. По отдельным осадочным бассейнам выявлены закономерности распределения скоростей вертикальных движений земной коры за время, прошедшее после определенной инверсии по изменению положения изохронных поверхностей в палеомагнитных разрезах.

5. По палеомагнитным данным коррелирован ряд разрезов эффузивных пород в районах современного вулканизма; есть опыт использования этого метода для картирования древних эффузивов.

Магнитостратиграфия успешно применяется для изучения колонок грунта, отобранных при морских геологических исследованиях; по ним удается оценивать значения скорости осадконакопления.

6. Палеомагнитные материалы позволяют расширить представления о спектре вековых вариаций геомагнитного поля. Инструментальные данные охватывают период около 300 лет. Добавление архео- и палеомагнитных данных привело к обнаружению важного типа колебаний поля (МАК-волн с периодом около 800 лет), причиной которых является конвекция в жидком ядре под действием магнитных, архимедовых и кориолисовых сил.

КОМПЛЕКСИРОВАНИЕ ГЕОФИЗИЧЕСКИХ МЕТОДОВ

Разнообразие используемых в решении геологических задач геофизических методов и принципиальная неоднозначность геологического истолкования данных каждого из методов из-за малого набора определяющих физических свойств, обычно не входящих в состав признаков геологических классификаций геологических тел и горных пород, приводят к необходимости комплексной интерпретации данных геофизики вместе с геологическими материалами. Наиболее результативным такое комплексирование является в тех случаях, когда при постановке геофизических исследований предполагается общность моделей среды для разных методов и реализуется единый подход к методике полевых работ, обработке и интерпретации различных геофизических материалов Удовлетворительной общей теории комплексирования геофизических методов для региональных, как и для большинства других геологических задач, не имеется, и вряд ли можно надеяться на ее построение. Объединить разные методы в комплекс можно только на основе общей физической модели среды, но функциональные связи между определяющими физическими свойствами разных геофизических методов практически отсутствуют, а на корреляционных связях трудно базировать детерминированные подходы к интерпретации комплекса данных геофизики. Не случайно наиболее разработана методика комплексирования гравиметрии и сейсмических методов.

Этому способствует устойчивость количественных характеристик соотношения плотности и скоростей упругих волн.

Кроме того, имеются эвристические подходы к интерпретации комплексных геолого-геофизических данных в ситуациях, когда невозможно сформировать общие физические модели объектов исследования, в частности при региональном прогнозе зон распределения рудных месторождений.

Достоинствами геофизических методов являются:

а) дистанционность исследования объектов без непосредственного контакта с ними, что позволяет изучать объекты, залегающие на довольно больших глубинах;

б) возможность построения объемных моделей объектов, а также изучения их изменений во времени;

в) высокая производительность и гораздо меньшая стоимость по сравнению с глубоким бурением.

Недостатки региональной геофизики:

а) определяются не все параметры разреза, которые важны в конкретной геологической задаче;

б) решения обратных геофизических задач зачастую неоднозначны, особенно при недостатке данных в начальной стадии исследований конкретных площадей или объектов;

в) геофизические модели и результаты нередко содержат меньше информации, чем необходимо для их полного содержательного геологического истолкования и применения.

Комплексирование призвано, сохраняя достоинства геофизических методов, в максимально возможной степени уменьшить влияние их недостатков для наиболее полного извлечения из геофизических данных содержательной геологической информации, повышения ее надежности и точности количественных характеристик.

4.1.1. Уровни комплексирования; подходы к интерпретации В зависимости от геофизической изученности района исследований и от постановки геологической задачи комплексирование геофизических методов может быть реализовано на двух уровнях:

1) комплексной геологической интерпретации геофизических данных различных методов (КГИГфД) предполагается, что для решения поставленной задачи привлекаются результаты проведенных ранее геофизических исследований, выполненных независимо одни от других и от конкретной геологической задачи;

2) комплексного применения геофизических методов (КПГфМ) целевым образом для решения данной задачи с планированием эксперимента, согласованием сетей и методики наблюдений в разных методах и с использованием количественных методов комплексной интерпретации геофизических данных.

В региональных геофизических исследованиях комплексирование 1-го уровня пока применяется чаще комплексирования 2-го уровня.

При комплексной интерпретации 1-го уровня производится:

а) отбор геофизических материалов, содержательно и по масштабу соответствующих поставленной задаче;

б) качественная интерпретация путем сопоставления данных разных геофизических методов между собой и с геологическими материалами;

в) количественная оценка параметров разреза.

Возможны три подхода к интерпретации:

а) детерминированный подход реализуется в тех задачах, где разные геофизические методы могут работать в рамках общей физико-геологической модели среды (ФГМС), когда имеют место хотя бы корреляционные связи между определяющими физическими свойствами пород, а существенные в геологическом смысле границы раздела (тел, слоев) выделяются по нескольким физическим свойствам.

Данные разных геофизических методов при таком подходе могут:

дополнять друг друга;

взаимно контролировать оцениваемые параметры.

На основе ФГМС можно строить согласованные по разным свойствам результативные физические модели среды;

б) стохастический (корреляционный, статистический) подход по своему названию предполагает случайность связей физических характеристик разреза, выделяемых разными геофизическими методами, или связей геофизических полей с геологическими элементами.

Среди них всегда имеются более или менее устойчивые; они составляют основу общей физической модели на эталонных областях, по которым составляются уравнения регрессии, переносимые затем на изучаемую область. Используются только те элементы общей физической модель среды, которые характеризуются высокой корреляцией с фактическими геофизическими данными;

в) эвристический подход применяется в случаях практической независимости различных геофизических характеристик между собой и с фактическими геолого-геохимическими данными, хотя в них предполагается наличие информации об объектах поисков, по крайней мере, об их плановом положении. Отсутствие общей физической модели и устойчивых корреляционных связей оставляет надежду только на методы распознавания образов.

Детерминированный подход широко используется при комплексной интерпретации сейсмических и гравиметрических данных в исследовании глубинного строения литосферы. Это вызвано необходимостью определения плотностной структуры земной коры и верхней мантии для геодинамических построений. В них упругие свойства, надежно определяемые сейсмическими методами, менее значимы, чем плотность, но ее определить только по гравиметрическим данным невозможно из-за неоднозначности обратных задач для моделей слоистых сред. Поэтому данные комплекса гравиметрии и ГСЗ при надлежащем качестве материалов и их интерпретации приносят много больше полезной информации, чем сумма результатов раздельной интерпретации этих методов Стохастический подход менее информативен по результатам, чем детерминированный. Некоторое время назад он был довольно популярен в региональных геофизических исследованиях, не только в задачах районирования, где он применяется и сейчас, но и в задачах изучения строения земной коры. Это по существу было паллиативным решением, в связи с недостатком данных для надежного (в отношении однозначности и точности результатов) определения параметров земной коры детерминированными способами. В таком подходе конкретной области исследований без достаточных оснований приписывались свойственные эталонным областям соотношения структурных параметров разреза земной коры. Тем самым априори пропускались некоторые индивидуальные черты структуры изучаемой области.

Эвристический подход может быть пригодным в региональной геофизике для обнаружения объектов с небольшой дифференциацией физических свойств, например, при выявлении по комплексу данных сейсмической томографии и гравиметрии слабых неоднородностей в литосфере или в мантии типа диапировых и конвективных структур.

Если имеется возможность, предпочтение отдается детерминированному подходу, даже если он требует больших расходов на проведение полевых работ.

Комплексное применение геофизических методов предполагает несколько этапов в исследованиях:

а) планирование эксперимента;

б) согласованное (по набору геофизических методов, их соподчинению и последовательности, участкам, системам наблюдений) выполнение полевых работ;

в) комплексную интерпретацию полученных данных.

4.1.2. Рациональный комплекс геофизических методов Рациональным комплексом геофизических методов называется их сочетание, позволяющее эффективно решить поставленную геологическую задачу с минимальными затратами труда и средств. Выбор комплекса во всех случаях индивидуален. Общим является системный подход к его формированию. Он использует: сведения о физических возможностях методов разведочной геофизики; опыт их использования в различных условиях; характеристики физикогеологической модели региона исследования; принципы дополнительности, взаимоконтроля, повышения детальности.

Принцип дополнительности предполагает использование геофизических методов, которые освещают важные в поставленной задаче разные стороны физико-геологической модели, например элементы слоистой и блоковой структуры, субгоризонтальные границы и локальные тела, геометрию модели и физические свойства.

Принцип взаимоконтроля реализуется в целях повышения надежности геофизических данных при обнаружении объектов и при оценках их параметров; он предполагает применение методов, определяющих по разным физическим характеристикам одни и те же элементы модели среды.

Принцип повышения детальности реализуется для оптимизации исследований в виде итерационной схемы: сначала стадия малой детальности и проверка эффективности комплекса, повышение детальности на отдельных участках, проверка результатов интерпретации и, наконец, детальные исследования на всей площади. В оценках эффективности комплекса на любой стадии учитывается полнота извлечения из геофизических данных геологической информации и удельные затраты труда и средств на единицу исследуемой площади.

Перечислим этапы формирования рационального комплекса геофизических методов, не конкретизируя содержание отдельных этапов, поскольку оно определяется геологическими задачами.

1. Построение исходной ФГМС; ключевым моментом является определение источников необходимой информации.

2. Оценка условий применения геофизических методов:

дифференциации среды по физическим свойствам;

соответствия определяемых геометрических параметров ФГМС реальным возможностям геофизических методов;

уровня помех геологического и иного происхождения;

трудоемкости и стоимости работ разными методами.

3. Выяснение степени неоднозначности интерпретации данных разных методов в рамках исходной ФГМС; выбор ведущего геофизического метода по надежности определения количественных характеристик модели или возможности обобщения им данных других методов; определение вспомогательных методов и конкретизация их задач в общей структуре комплекса.

4. Обоснование: последовательности (по площадям исследования и по времени) геофизических работ разными методами; структуры сети, систем измерений, их точности, выбора аппаратуры.

5. Проверка геологической эффективности геофизических методов, выбранных по параметрам исходной ФГМС, на конкретных объектах и на моделях с альтернативными по отношению к исходной модели элементами.

6. Оценка экономической эффективности избранных вариантов комплекса геофизических методов путем сравнения затрат на применение методов, дающих близкую геологическую эффективность, и определения доли затрат каждого метода по отношению к затратам на весь комплекс.

В региональных задачах чаще всего используется комплекс гравиметрии и ГСЗ для восстановления плотностной структуры земной коры и верхней мантии.

При исследовании неоднородностей астеносферы используются сейсмические данные и материалы глубинных магнитотеллурических зондирований, но комплексом это назвать трудно, так как информация этих методов объединяется (для повышения надежности выводов) на этапе окончательного решения вопроса о положении и толщине волноводного слоя с повышенной электропроводностью.

В России действует федеральная программа комплексных геофизических исследований по геотраверсам (региональным профилям) в целях изучения строения земной коры и верхней мантии. В комплекс входят: профильная сейсморазведка МОВ по многократным системам наблюдений; ГСЗ; гравиразведка и аэромагниторазведка масштаба 1:100 000 (с детализацией по отдельным участкам профилей) в полосах шириной до 50 км вдоль профилей, профильные электромагнитные зондирования МТЗ.

Смысл комплексирования данных сейсмики и гравиметрии в изучении строения земной коры и верхней мантии заключается в соединении относительно высокой надежности ГСЗ (по однозначности и точности оценок геометрических и упругих параметров среды), метода довольно трудоемкого и дорогого, с высокопроизводительной в изучении больших площадей гравиметрией, чтобы эффективные геологические результаты получить с минимальными затратами.

При этом важна высокая разрешающая способность гравиметрии в плане проверки плотностных моделей разреза по критерию соответствия их с аномальным гравитационным полем. Кроме того, в геодинамическом использовании результатов изучения структуры литосферы ее плотностная модель важнее скоростной (упругой) модели.

4.2.1. Строение земной коры и верхней мантии В зависимости от постановки задачи, учитывающей качество исходной информации, возможны три схемы комплексной интерпретации данных ГСЗ и гравиметрии при изучении строения земной коры и верхней мантии:

а) корреляционная, б) схема опорных сейсмических данных, в) согласование скоростных и плотностных разрезов.

На разных стадиях изучения структуры литосферы они поочередно играли ведущую роль.

Корреляционная схема включает: оценки коэффициентов уравнений регрессии, связывающих гравитационные аномалии g(x, y) с глубиной сейсмических границ Гj(x, y) в литосфере по отдельным точкам или профилям ГСЗ (эталонная область); использование полученных уравнений для определения по гравитационному полю этих границ в неизученных методом ГСЗ регионах. Этот подход предполагает модель литосферы везде такой же, как в эталонной области.

Использование сейсмических данных в качестве опорных при интерпретации гравитационных аномалий можно рассматривать как схему подбора плотностной модели, в которой для обеспечения гравиметрического метода исходной информацией (для устранения неоднозначности) привлекаются априорные сейсмические данные. Это по существу способ решения обратных задач гравиметрии, а не пример комплексирования гравиметрии и сейсморазведки.

Схему взаимного согласования скоростных и плотностных моделей среды по комплексу данных гравиметрии и ГСЗ рассмотрим подробнее, частично используя работу [Страхов, Романюк, 1984].

Известны:

сейсмическое волновое поле в виде набора сейсмограмм или годографов, полей времен;

пределы вариаций коэффициентов уравнения, связывающего плотность и скорость продольных волн, a1, a2, b1 b2:

гравитационное поле аномалии Буге (или Гленни) g.

Требуется так построить скоростные и плотностные разрезы литосферы, (x, y, z) и vP(x, y, z), чтобы они соответствовали фактическим данным. Скоростные разрезы должны соответствовать волновому полю, плотностные – гравитационным аномалиям, физические свойства слоев уравнению скоростьплотность (6) с коэффициентами, не выходящими из заданных пределов. Это задача многопараметрической оптимизации; здесь мы отметим лишь ее содержательные аспекты.

Важное различие сейсмики и гравиметрии в том, что системы наблюдений в сейсмике выбираются для изучения конкретных элементов скоростной структуры в ограниченном объеме среды, а в гравитационных аномалиях отражены все плотностные неоднородности Земли. Поэтому сейсмическая модель среды по объему и содержанию, как правило, не полна; прямой перевод ее в плотностную модель игнорирует часть элементов плотностной структуры. Такая плотностная модель может не отвечать гравитационному полю.

Причины несоответствия сейсмической и гравитационной моделей литосферы: первая содержит только опорные границы на профиле ГСЗ, а вторая должна включать плотностную структуру по всей Земле, в том числе тела и границы в пределах изученного методом ГСЗ объема среды, но не выявленные им. Имеются три способа устранения этого несоответствия:

1. Влияние элементов плотностной структуры вне объема сейсмической модели устраняют методами разделения полей. Для этого нужна информация о параметрах исключаемых объектов. В каждой конкретной задаче этот подход реализуется по-своему. Например, в изучении структуры литосферы можно использовать факт изостатической компенсации плотностных неоднородностей земной коры.

2. Использование редукции Гленни позволяет исключить влияние структур границы Мохо, которые компенсируют рельеф за пределами 2-градусной зоны (220 км). С другими плотностными неоднородностями, удовлетворяющими условиям изостазии, связаны, как правило, пренебрежимо малые аномалии на больших расстояниях от точек измерения.

3. Границы раздела в земной коре, которые не зафиксированы сейсмическими материалами, можно выявить только путем детализации и повышения точности сейсмических наблюдений при условии, что в объеме изученной скоростной модели имеются достаточно заметные структура и скачки плотности.

4.2.2. Плотностная неоднородность верхней мантии Известно, что распределение плотности в литосфере может быть и причиной и ограничителем ее движений. Главные механизмы эволюции плотностных неоднородностей – это диапиризм, концентрационная (химическая) конвекция в среде с инверсией плотности (размещением менее плотных пород под более плотными) и растекание плотностных неоднородностей. Механизм ограничения движений определяется факторами изостатического регулирования. Общим для всех этих процессов является направление эволюции в сторону состояния системы с минимумом потенциальной энергии.

В вязкой среде (астеносфера, мантия), где градиенты скоростей смещений пропорциональны касательным напряжениям, движения вызываются даже малыми плотностными аномалиями. Поэтому столь велико геодинамическое значение информации о распределении плотности в литосфере и подстилающих слоях мантии, в том числе о латеральной плотностной неоднородности литосферной мантии и астеносферы.

Эту информацию нельзя получить из гравиметрических данных из-за неоднозначности решения обратных задач для соответствующих моделей среды. Некорректно и построение плотностных моделей на основе данных о распределении скорости распространения продольных волн и уравнения связи скорость–плотность ввиду малых латеральных вариаций скорости и плотности, не выходящих за пределы погрешностей (естественной неопределенности) коэффициентов этого уравнения. Решение задачи возможно путем комплексирования данных гравиметрии и ГСЗ.

Региональные плотностные неоднородности литосферы это:

рельеф земной поверхности, сформированный преимущественно неоген-четвертичными тектоническими процессами;

рельеф фундамента платформенных областей, предгорных и межгорных прогибов;

латеральная плотностная неоднородность кристаллической коры, обусловленная непостоянством ее состава, в том числе переменное соотношение толщины слоев коры;

вариации толщины земной коры, в значительной мере являющиеся компенсирующими массами для земного рельефа;

плотностная неоднородность литосферного слоя верхней мантии (между разделом Мохо и астеносферой).

Все эти неоднородности, за исключением последней, изучаются в рамках исследований строения земной коры и ее изостатического состояния по данным ГСЗ и гравиметрии.

Для выявления плотностных неоднородностей литосферного слоя мантии и латеральных вариаций плотности в астеносфере используется тоже комплекс данных ГСЗ и гравиметрии, но в других формах:

на основе сравнения реальной структуры земной коры по данным ГСЗ с ее изостатической моделью [Ладынин, 1973];

на основе интерпретации латеральных вариаций глубины «поверхности свободной мантии» [Артемьев и др., 1983].

Оба метода используют одномерные модели среды, так как исследуются латеральные неоднородности регионального уровня, горизонтальные размеры которых много больше вертикальных размеров неоднородностей.

В методе сравнения реальной и изостатической моделей земной коры используются условия изостазии по Эри:

где Hм0 стандартная глубина раздела Мохо (при h = 0); 0 плотность пород в пределах рельефа (считается постоянной); h высота рельефа; на море это глубина с коэффициентом, учитывающим относительную разность плотности воды и пород дна, ( 0 в) / 0;

ми к соответственно, плотность пород мантии под разделом Мохо и средняя (по вертикали) плотность земной коры. Здесь и дальше в этом разделе индексы 0 или 0 отмечают стандартный параметр, в отличие от переменных по площади величин. Формула (49) основана на простой изостатической модели с однородной земной корой. В реальных условиях имеются отклонения от идеальной изостазии, а в земной коре неоднородны по плотности и толщине осадочный, гранитный и базальтовый слои. Это учтено в следующей формуле:

где ос, г и б0 плотность пород слоев земной коры, соответственно осадочного, гранитного и базальтового (последний предполагается однородным); Hос и Нг толщина осадочного и гранитного слоев, Нг латеральные изменения толщины гранитного слоя; эти параметры вместе с глубиной залегания раздела Мохо однозначно определяют толщину базальтового слоя; коэффициент компенсации топографических масс (о нем см. выше в разделе об изостазии). Мерой плотностной неоднородности м литосферного слоя верхней мантии Hлм является разность реальной толщины земной коры по сейсмическим данным Hмс и модели (50):

Очевидно, что точность оценки м зависит от погрешностей определения Hмс и учета факторов неоднородности и неравновесия земной коры. При средних значениях м0 = 3,25 г/см3, б0 = 2,9 г/см3, Hлм.= 50 км имеем м = 0,007 Hм. Погрешности определения глубины раздела Мохо, по данным ГСЗ, составляют примерно 3 км, так что аномалии плотности верхней мантии определяются этим методом с погрешностью 0,02 г/см3.

В методе, основанном на оценках глубины поверхности свободной мантии, условия изостазии формально не участвуют. Вычисляется глубина мантии в предположении, что слои земной коры «сжаты» до плотности мантии:

где Нм глубина раздела Мохо от уровня моря, 0 средняя плотность пород в пределах рельефа. При указанных абзацем выше значениях плотности 0, к и м глубина залегания «поверхности свободной мантии» Нсм равна 4,3 км. Аномалии плотности верхней мантии составляют:

При м0 = 3,25 г/см3 и Нм Нсм0 = 40 км (это среднее значение для территории Сибири) м = 0,08 Нсм. Реальная погрешность оценки Нсм по (53) на основе данных ГСЗ (Нм) составляет 0,02 г/см3. Отметим, что в этом методе не конкретизирована область мантии, к которой относятся оценки плотностной неоднородности; это неопределенной толщины слой непосредственно под разделом Мохо.

Нарушения изостазии учитываются поправкой Нсм в выражение (53), формула которой с подстановкой уже приведенных значений плотности имеет вид Нсм = 0,82 ( 1) h. Например, при не очень большом нарушении равновесия (недокомпенсации), = 0,8, получаем поправку Нсм = 0,164 h; если средняя высота h равна 1 км, значение Нсм будет 4,14 км (вместо 4,3 км), что приведет к фиктивной аномалии плотности в мантии м = 0,015 г/см3. Поэтому при оценке плотностной неоднородности верхней мантии этим методом нельзя обойтись без анализа изостазии литосферы.

Точность рассмотренных методов одинакова, так как она зависит в основном от точности общих для этих методов данных ГСЗ. Результаты оценок плотностной неоднородности верхней мантии этими методами тоже должны быть близки, хотя сравнение не проводилось, так как в различных регионах применялись разные методы. Для мантии Тихого и Индийского океанов использовался метод оценки глубины «свободной мантии» [Артемьев и др., 1984], а для территории Сибири и Атлантического океана – метод сравнения изостатической и сейсмической моделей земной коры [Ладынин, 1973; Ладынин и др., 1985].

гравитационных и магнитных аномалий Из региональных геологических задач комплекс гравиметрии и магнитометрии используется чаще всего в задачах тектонического или металлогенического районирования фундамента платформенных областей или дна океанов.

Основным этапом комплексной интерпретации гравитационных и магнитных аномалий является оценка природы источников этих аномалий. Корреляция между магнитными и гравитационными аномалиями обычно существенна, когда аномалии обусловлены магматическими образованиями – в фундаменте или в осадочновулканогенном комплексе платформ. Другим критерием оценки природы аномалий является глубина залегания их источников, которая в первом приближении оценивается отношением амплитуды аномалии к максимальному горизонтальному градиенту.

Задача тектонического районирования фундамента платформенных областей по геофизическим данным ставится как задача разделения исследуемой области на квазиоднородные зоны по основному тектоническому критерию, например по возрасту завершающей складчатости, физически выраженному в морфологии тектонических структур и в составе комплексов горных пород, следовательно, и в характеристиках гравитационного и магнитного полей. Эти характеристики выбираются для региона исследований в предположении его тектонического сходства с близлежащими областями, где районирование выполнено по геологическим данным. Такими, например, на Сибирской платформе могут быть области Алданского и Анабарского щитов, для районирования фундамента Западно-Сибирской плиты складчатые области Казахстана, Алтая и Урала. В число структурных характеристик аномальных полей входят: характерные размеры, форма, ориентировка локальных аномалий, их распределение по площади; характеристики, связанные с составом пород: средний уровень поля в зоне, интенсивность локальных аномалий, величина коэффициента в соотношении Пуассона (J / G ).

Границы между зонами проводятся на участках наиболее резкого изменения перечисленных характеристик, как правило, соответствующих глубинным разломам. Если это затруднительно, привлекаются весь набор характерных геофизических признаков глубинных разломов, ограничивающих тектонические зоны: уступообразное изменение гравитационного поля, узкие линейные зоны аномалий разного знака в магнитном поле, цепочки вытянутых вдоль генерального направления разлома локальных гравитационных и магнитных аномалий, связанных обычно с интрузивными телами разного состава или приразломными впадинами.

Тектоническое районирование дна океанов имеет задачей определение возраста консолидированной коры, точнее литосферы, так как современная концепция тектоники плит предполагает совместное формирование океанической коры с подстилаюшей литосферной мантией в едином акте спрединга океанического дна.

Главным геофизическим методом тектонического районирования дна океана является анализ полосовых магнитных аномалий с оценками возраста этих аномалий и соответствующих им участков литосферы по шкале инверсий геомагнитного поля. Такую работу по Атлантическому океану впервые выполнили Вейн и Мэттьюз (1963).

Их гипотеза связывает формирование полосовых магнитных аномалий с образованием литосферы в океанских рифтовых зонах, намагничиванием в соответствии с направлением существовавшего поля и раздвижением литосферы. Каждая магнитная аномалия имеет порядковый номер и оценку возраста по палеомагнитной шкале. Таких аномалий в кайнозое насчитывается 36, в мезозое – 39. Сравнение возраста литосферы по этим оценкам с возрастом осадков по данным глубоководного бурения показало высокую сходимость. Подробнее об этом сказано далее.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ В ОБОСНОВАНИИ

ТЕКТОНИКИ ПЛИТ

5.1. Литосфера и астеносфера континентов и океанов Литосферой обычно называют верхнюю часть оболочки, включающую земную кору и верхнюю часть мантии, которая отличается от нижележащей астеносферы типом деформирования в геодинамических процессах. Литосфера деформируется преимущественно посредством разрушения – через образование разломов, тогда как в астеносфере деформации имеют вид ползучести, вязкого течения.

Это объясняется различием реологических свойств литосферы и астеносферы, находящихся в разных температурных условиях.

Температурный профиль геотерма Т(h) в мантии пересекается с геотермой солидуса начала плавления на двух глубинах, соответствующих верхней и нижней границы астеносферы.

Общепринятой реологической характеристикой мантии является вязкость – коэффициент пропорциональности между скалывающими напряжениями и скоростью сдвиговых деформаций (модель ньютоновского вязкого течения). Вязкость материала верхней мантии сильно зависит от температуры и от степени плавления. Малые значения (10171019 Пас) она имеет в астеносфере, где степень плавления составляет 58 %.

Граница между литосферой и астеносферой, а также нижняя граница астеносферы не являются резкими ни по одному из главных физических свойств – плотности, скоростям прохождения сейсмических волн и электропроводности. Эти границы представляют собой зоны больших (по модулю) градиентов указанных свойств, связанные с частичным изменением агрегатного состояния вещества наличием расплавных включений базальтов в ультрабазитовой матрице материала мантии.

Обобщенная структура комплексов литосфера–астеносфера– переходная зона мантии приведена в табл. 6. Показаны ее особенности в основных геодинамических областях литосферы: 1 – континентальных кратонах, 2 – горных областях новейшей и современной активизации, 3 – континентальных рифтовых зонах, 4 – океанических котловинах, 5 – рифтовых океанических хребтах.

Параметры верхней части оболочки Земли Электропроводность (), См/м Вязкость (), Пас Вязкость (), Пас Области субдукции в этот список не включены по той причине, что структурные неоднородности всех рассматриваемых частей комплекса – от литосферы до переходной зоны мантии в них настолько велики, что обобщенные характеристики не имеют смысла.

Градиентные границы верхней мантии, в первую очередь границы астеносферы, имеют субгоризонтальное залегание: указанные в табл. 6 изменения происходят на больших горизонтальных расстояниях, измеряемых сотнями и тысячами километров. По этой причине плотностная структура верхней мантии не может быть получена из решений обратных задач гравиметрии, обладающих сильной неоднозначностью. Оценки плотности получаются из согласования сейсмических моделей верхней мантии с реальным гравитационным полем посредством решения прямых задач гравиметрии с использованием соотношения плотности и скорости продольных волн уравнения Берча (3).

На рис. 14 приведены варианты плотностной структуры литосферы Срединно-Атлантического хребта, полученные путем подбора по гравитационному полю с использованием элементов скоростной структуры по сейсмическим данным МПВ [Кулон, 1973].

Рис. 14. Плотностные модели литосферы Срединно-Атлантического хребта (М. Тальвани и др. (1965) из книги [Кулон, 1973]) Три варианта модели, согласующиеся с сейсмическими и гравиметрическими данными, значительно в геологическом смысле различаются, предполагая разные геодинамические процессы формирования структуры литосферы хребта. Подобная неоднозначность имеется и по другим регионам, и не только в отношении срединноокеанических хребтов.

Такая структура верхней мантии сложна для применения всех геофизических методов. Астеносферу, как область пониженной скорости сейсмических волн vP (волноводная зона) и повышенной электропроводности, удается обнаружить сейсмическими методами и глубинными электромагнитными зондированиями. Этот объект характеризуется инвариантами: HvP и H (здесь H толщина астеносферы). Но в части раздельной оценки параметров (толщина, свойство) имеется неединственность. Сейсмические методы в принципе могут преодолеть эту неоднозначность, если организовать плотную сеть сейсмических лучей и использовать методы сейсмической томографии. Но это не всегда удается из-за недостатка фактической информации.

Неоднородность литосферы по толщине влияет на структуру конвективных течений в мантии. Очевидно, что на нее влияет также реологическая неоднородность верхней мантии, в особенности астеносферы. Но кинематические модели тектоники плит пока рассматриваются вне зависимости от структурной и реологической неоднородности литосферы или астеносферы. Такие модели следует считать первым приближением к реальной картине движений.

Дальнейшее изложение опирается на эти модели первого приближения. В них литосфера представляется жесткой (недеформируемой, кроме раздвижения в рифтовых зонах), а все движения литосферных плит происходят относительно конвектирующей верхней мантии.

В рифтовых зонах срединно-океанических хребтов происходит раздвижение литосферных плит (спрединг). В некоторых областях сочленения литосферных плит континентов и океанов происходит поддвигание океанических плит под более легкие континентальные (субдукция), реже надвигание океанических плит на континентальные (обдукция), а в областях столкновения движущихся навстречу континентальных плит возникают коллизионные зоны утолщения литосферы.

5.2. Основные положения тектоники плит В классической тектонике плит характеризовались относительные движения семи крупных литосферных плит, которые считались жесткими. Тектонические деформации предполагались только на границах плит. Такими границами явились разломные зоны: океанические рифты (зоны спрединга), островные дуги активные зоны сочленения континентов и океанов (субдукции, обдукции) и трансформные разломы, которые соединяют:

а) части смещенных хребтов;

б) хребет с дугой;

в) дугу с дугой.

Современная плитно-тектоническая концепция рассматривает около 17 крупных и малых плит (рис. 15) и, кроме того, учитывает тектонические процессы внутри плит: относительные смещения террейнов, микроплит (микроконтинентов), эволюцию задуговых бассейнов, формирование аккреционных призм в зонах субдукции, коллизионные складчатость и магматизм.

Рис. 15. Литосферные плиты Земли. Обозначения: 1 – дивергентные границы (оси спрединга), 2 конвергентные границы (зоны субдукции, коллизии), 3 – трансформные разломы, 4 – векторы скоростей движений плит относительно горячих точек (по [Хаин, Ломизе, 1998]) Границами террейнов также являются разломы, которые в зависимости от типа движений по ним образуют небольшие рифты – при растяжении или горизонтальных сдвигах, взбросы и надвиги – при сжимающих движениях.

Тектоника плит основывается на нескольких положениях, в существенной степени обоснованных геологическими и особенно геофизическими данными по океанам. Некоторые факты, лежащие в обосновании плитной тектоники, отмечены выше, другие будут указаны далее. Перечислим их в краткой формулировке.

1. Верхняя часть Земли расслоена; литосфера представляется жесткой и хрупкой оболочкой, вязкость астеносферы много ниже, что допускает эффективный конвективный тепломассоперенос в астеносфере и под ней, включая переходную зону мантии.

2. Литосфера разделена на небольшое число жестких плит; деформирование при горизонтальных движениях плит происходит по их границам, в которых происходит выделение основной энергии землетрясений.

3. Взаимные перемещения плит, определяющие характер границ между ними, относятся к одному из трех типов:

а) раздвижение плит (спрединг) на дивергентных границах (рифтовых разломах);

б) поддвигание одной плиты под другую на конвергентных границах (субдукция, обдукция или коллизия) в областях сжатия при встречном движении плит;

в) горизонтальное проскальзывание соседних плит по трансформным разломам.

4. Все перемещения плит описываются теоремой Эйлера сферической геометрии; они являются вращениями вокруг осей, исходящих из центра Земли в точки, называемые эйлеровыми полюсами.

Трансформные разломы представляют собой отрезки окружностей с центрами в этих полюсах.

5. Постулатом теории плитной тектоники является утверждение, что объем литосферы, поглощаемой в зонах субдукции, равен ее объему, образующемуся в зонах спрединга.

6. Наименее обоснованы предположения о причинах движений литосферных плит. В первой редакции теории источником движений плит считалась тепловая верхнемантийная конвекция. В настоящее время главной причиной движения плит считается их затягивание в зонах субдукции погруженными частями плит, в которых из-за фазовых превращений (базальт коры – эклогит на глубине около 30 км, оливин – шпинель вблизи верхней границы фазовой переходной зоны мантии) увеличивается плотность и отрицательная плавучесть. Этот механизм усиливается при достижении литосферной плитой фазовой переходной зоны мантии.