Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

простішого випадку—лінійного наростання щільності з глибиною

(рис. 40, а). Внаслідок переміщення блоків земної кори на вели-

чину А// з наступною денудацією лівого блока в межах усієї зем-

ної кори виникає щільнісна межа зі значенням контрасту щіль-

ності ДСТі!

Дст

;

= Д//&га<±,о^, (12)

де — закон зміни щільності з глибиною в земній корі.

У нижній частині земної кори виникає щільнісна межа з кон-

трастом щільності Дст|:

Да!= ст

,— а^і), (13)

де а

— щільність мантії під межею Мохоровичича.

Наслідком впливу обох щільнісних меж є аномалії типу граві-

таційних уступів. їхні амплітудні значення можна оцінити за

формулою для плоскопаралельного шару

Д£(а,) = 2тікНАа

Ав(о{) = 2пкАНАо\\'

Прийнявши ДН

—

1 км, П ~ 40 км, §гасі

- = 0,01 г/(см

км) і

До} = 0,2 г/см

, отримаємо амплітудні значення Д^ст,) =16,8 мГал,

а Д#( Да{) = 8,4 мГал. Індшми словами, гравітаційний ефект, що

виникає за рахунок переміщення блоку по розлому', виявляється

сумірним і навіть перевищує ефект від межі (сейсмічної), що

приймається звичайно. Отже, під час складання щільнісної моде-

лі земної кори впливом вертикальних щільнісних меж, що вини-

кають у процесі переміщення блоків по розломах, нехтувати не

можна. Можна, звичайно, збільшити контраст щільності Да! (як

часто і роблять) до величини, що компенсує амплітудне значення

зумовлене всією вертикальною межею, що, природно, непра-

вомірно.

Розглянутий вище приклад є спрощеним варіантом щільніс-

ної моделі земної кори, але він зручний для ілюстрування приро-

ди елементів, з яких вона складається. У рекомендованій нині

тришаровій моделі, так само, як і в одношаровій, внаслідок від-

носних переміщень блоків по розломах виникатимуть вертикальні

щільнісні межі з контрастами щільності (див. рис. 40, б)

Дст^ДЯ^га^Сі; Да

=Д Я^гагі/тч; Да

=Д#8гасі

а,;

До; = ст

(г) — а,(г); ьа'

= ст

(г) — а

(г); д<^= а

— ст

(г).

119

-Лг

Н а^г)

Аа,

ф/МШЇ/Ж и Аа |(г) М \щт>МІ

и-АСз(г)

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

(б) моделях земної кори і всередині розломної структури (в):

2 — відповідно горизонтальні і вертикальні межі поділу

Сумарний ефект гравітаційного уступу умовно можна розді-

лити на дві частини: зумовлений вертикальними контактами од-

нойменних шарів Д#з і вертикальними контактами різнойменних

шарів Л£з. Амплітудне значення Д£

можна обчислити за форму-

лою плоскопаралельного шару

Дй=2я*ДЯ[ Ніцгадр^+Нягадр^) + Н& гад^г)], (15)

а амплітудне значення л§{ ~ за формулою

= 2я*ДЯ[Аст{(г) + Аст^(г) + Дст^)]. (16)

Елементарні розрахунки за формулами (15) і (16) свідчать про

один порядок величин і а отже, про неправомірність не-

хтування впливом вертикальних щільнісних меж у рамках од-

нойменних шарів земної кори. Крім цього, користуючись форму-

лою (15), можна довести, що амплітудні значення гравітаційної

сходинки у разі апроксимації земної кори одним шаром або

трьома шарами Д#

виявляються практично однаковими. Цей ии-

120

сновок можна поширити і на багатошарову модель з довільним

законом зміни щільності з глибиною. Інша річ — гравітаційне

поле поблизу вертикальної щільнісної межі в інтервалі абсцис ±Н.

Воно буде різним і цю обставину потрібно враховувати під час

формування щільнісної моделі земної кори.

Звернемо увагу ще на одну «тонкість» утворення щільнісних

меж у фундаменті, пов'язану з особливостями переміщення бло-

ків земної кори по великих розломах. Великі розломи характери-

зуються шириною від декількох кілометрів до декількох десятків

кілометрів. Схему переміщення вздовж них і щільнісні межі Д£„

що виникають у цьому разі, подано на рис. 40, в. Денудована час-

тина зображена штриховими лініями. У цьому разі амплітудне

значення сумарного гравітаційного впливу усіх меж тотожне

впливу однієї щільнісної межі, яка б виникла в разі переміщення

двох сусідніх блоків з вертикальною амплітудою АН. Водночас

варто спеціально підкреслити, що гравітаційні поля структур, що

розглядаються, в межах розлому (в інтервалі абсцис ±Н) відрізня-

тиму п>ся між собою.

Розглянуті вище приклади виникнення щільнісних меж внас-

лідок відносних вертикальних переміщень блоків можуть бути ви-

користані для розшифрування аномалій над різними регіональ-

ними і глобальними структурами. Зокрема, якщо акваторії морів і

океанів розглядати як опущені блоки, то на межі континент —

море повинна спостерігатися аномалія типу уступу, що становить

основну частину відомого ефекту Гельмерта. Аномалії гравітацій-

ного поля, що спостерігаються над структурами типу острівна

дуга — глибоководний жолоб у вигляді поєднань шах і шіп свід-

чать про те, що ці структури виникли внаслідок відносного різно-

спрямованого вертикального переміщення блоків, що відбуваєть-

ся за схемою, зображеною на рис. 40, в.

В умовах платформ і щитів трохи підійнятому денудаційному

блоку фундаменту, тобто блоку з глибшим ерозійним зрізом, по-

винна відповідати позитивна аномалія. Інтенсивність її пропор-

ційна різниці рівнів ерозійних зрізів блока, що вивчається, і сусі-

дніх блоків АН. На поверхні фундаменту глибоко зрізаного блока

це повинно виявлятися у підвищеній середній щільності порід.

Геологічна природа підвищення щільності блоків, що виходять на

поверхню фундаменту, така сама, як і збільшення щільності порід

з глибиною. Тут діє декілька факторів: закривання тріщин і пор

порід, зміна речовинного складу порід за рахунок процесів мета-

морфізму, збільшення основності порід з глибиною, різний на-

пружено - пружний стан порід, неоднакове упакування атомів у

121

зв'язку зі змінними Рґ-умовами і, можливо, інші. В різних час-

тинах земної кори роль перелічених вище факторів безумовно

різна.

Отже, серед джерел регіональних аномалій умовно можна ви-

ділити дві групи неоднорідн остей Одна з них, що є блоками

фундаменту, складеними переважно кислими породами і різною

мірою насиченими важчими породами основного і ультраоснов-

ного складу. Другу групу неоднорідностей розглянуто вище. Це

блоки фундаменту з різними рівнями їхнього ерозійного зрізу.

Механізм виникнення цієї, а також першої групи неодноріднос-

тей пов'язаний з відносними вертикальними переміщеннями

блоків земної кори, а першої групи також і прагненням задово-

льнити законам геоізостазії [199]. У поверхневому виявленні вони

мають певні відміни. Зокрема, перша група неоднорідностей зви-

чайно характеризується середнім значенням надлишкової щіль-

ності порядку 0,1 г/см

, а друга — 0,01 г/см

. Прикладом першої

групи неоднорідностей може бути Голованівський блок другого

порядку (див. рис. 36), а прикладом другої

—•

блоки, зображені на

рис. 37, а. З цих позицій стають зрозумілими причини «випадан-

ня» двох блоків {VI і VIII) із загальної лінійної закономірності

(див. рис. 37, б). Це відносно опущені блоки фундаменту, запов-

нені породами коростенського комплексу. Іншими словами, ос-

новні частини аномалій у межах цих блоків зумовлені не порода-

ми коростенського комплексу, а вертикальними щільнісними ме-

жами, що виникають у процесі опускання цих блоків. Зазначимо

попутно, що відсутність кореляції між щільністю порід фундамен-

ту в певних блоках і значеннями гравітаційних аномалій над ни-

ми, подібна до наведеної на рис. 37, б, дає змогу виявити наяв-

ність друтого поверху в кристалічному фундаменті.

Виникнення неоднорідностей у земній корі й, особливо, в

мантії є однією з істотних проблем геотектоніки. Наведене вище

обмірковування цієї проблеми свідчить про те, що одним із меха-

нізмів виникнення неоднорідностей у земній корі є відносне вер-

тикальне переміщення її блоків. Більше того, цілком ймовірно,

що цей механізм виникнення великих неоднорідностей має місце

і в мантії, в кожному разі у верхній.

Справедливість цього твердження випливає з таких міркувань.

Глибинні неоднорідності досить чітко відбиваються в полі граві-

таційного потенціалу (на картах висот геоїда). Особливістю бага-

тьох великих аномалій є досить прямоліїпйні, а іноді й взаємно-

ортогональні їхні межі (див. рис. 3), що свідчить про розломно-

блоковий характер їхніх джерел. Якщо прийняти градієнт нарос-

122

тання щільності у верхній мантії 1-Ю

г/см

на 1 км, а величину

зміщення блоків верхньої мантії ЛЯ = 10 км, то коливання висот

геоїда, що фіксуються на карті, можна пояснити лише за умови,

що розломи порушують усю верхню мантію.

Сувора лінійність, чіткі зломи і взаємна ортогональність ізо-

ліній висот геоїда (див. рис. 3) свідчать про те, що неодноріднос-

ті, які їх створюють, розпочинаються поблизу поверхні Землі. Во-

дночас, як зазначав іще М. Ботт [19], аномалії геоїда помітно не

зв'язані з поверхневими структурами, навіть з такими, як матери-

ки й океани. Це можна пояснити лише одним. Аномалії геоїда

відбивають, в основному, не сучасний структурний план верхніх

оболонок Землі, а сукупний вплив давнішніх їхніх структурних

планів.

Горизонтальне розшарування. Проблема горизонтального роз-

шарування земної кори і верхньої мантії за сейсмічними даними

досить детально розглянута в п. 3.2. Можливості використання

гравітаційного методу для розв'язання цієї проблеми порівняно з

сейсмічними більш обмежені. Однак для створення щільнісних

моделей земної кори і верхньої мантії потрібні дані про наявність

у них субгоризонтальних меж і контраст щільності на них.

Відсутність прямих методів визначення щільності глибинних

частин земної кори призводить до того, що практично єдиним

джерелом відомостей про їхню щільність є сейсмічні дані. У цьо-

му разі, як уже зазначалося, для визначення щільності, і зокрема,

контрасту щільності на межах шарів, дослідники змушені корис-

туватися апріорно прийнятими горизонтально-шаруватими моде-

лями. Отже, результати визначень виявляються настільки близь-

кими до справжніх, наскільки прийнята модель адекватна реаль-

ному середовищу, що вивчається.

Виходячи з цього, у щільнісній моделі, як і в сейсмогеологіч-

ній, найнадійнішими можна вважати дві субгоризонтальні межі:

поверхню кристалічного фундаменту і підошву земної кори М.

Зупинимось на них дещо детальніше. Про геологічну природу К^

дослідники мають досить чітке уявлення. Дані про середні зна-

чення щільності порід кристалічного фундаменту в районі щитів

наведено вище. Для створення щільнісної моделі важливе зна-

чення має контраст щільності на межі фундаменту з осадовим

чохлом Асг

, що перекриває його. Загалом значення Дст

є функці-

єю літологічного складу порід чохла та його потужності (глибини

«лягання фундаменту). У ньому разі основним фактором, що ви-

інлчзє величину

Асто,

є глибина залягання фундаменту. Це зумовлено

тим, що вертикальний градієнт наростання щільності порід в оса-

123

довому чохлі в інтервалі 0—5 км приблизно на порядок вищий,

ніж у фундаменті. Щільність порід чохла поблизу денної поверхні

звичайно характеризується значеннями (2 ± 0,2) г/см

. Контраст

щільності на межі фундамент — чохол змінюється від значень

порядку (0,7 + 0,2) г/см

у разі малих глибин залягання фунда-

менту (< 1 км) практично до нуля на глибинах, що перевищують

6—7 км. Конкретніші дані можна отримати за наявності глибоких

свердловин, що досягають фундаменту.

У разі формування щільнісної моделі за комплексом сейс-

мічних і гравітаційних даних, враховуючи градієнт наростання

щільності з глибиною, величину контрасту щільності на межі

кора — мантія (Аа

) потрібно вибирати такою, що не переви-

щує 0,2 г/см

Проблема наявності стрибків на межах К, і К

нині не зовсім

зрозуміла. На межі А", найвірогідніше змінюється не величина щі-

льності, а лише градієнт її зміни. На межі К

, мабуть, можливі як

ті, так і інші зміни. Однак це питання потрібно вирішувати в ко-

жному конкретному випадку ретельним аналізом сейсмогеологіч-

ного розрізу.

3.5. Магнітна модель земної хори

і верхньої мантії

Під магнітною моделио земної кори і верхньої мантії розумі-

тимемо сукупність поверхонь, що обмежують ділянки з певними

магнітними характеристиками, які апроксимують земну кору і

верхню мантію і відповідають магнітному полю на поверхні Землі.

Основними характеристиками магнітної моделі є: магнітні анома-

лії на поверхні Землі і природа їхніх джерел; магнітний розріз зе-

мної кори і верхньої мантії; горизонтальне розшарування верх-

ньої оболонки Землі і можлива його природа.

Перш ніж розглядати основні характеристики моделі земної

кори і верхньої мантії, зазначимо дві важливі особливості магніт-

ного поля порівняно з іншими полями.

1. Основним джерелом магнітних аномалій на поверхні Землі

є породи, що містять феромагнітні мінерали (магнетит, титано-

магнетит, шротин та ін.). Магнітні властивості феромагнетиків

залежать від температури. Зокрема, з підвищенням температури

магнітна сприйнятливість феромагнетиків збільшується до певних

меж. Після досягнення цих меж (гак звана температура Кюрі (%)

магнітна сприйнятливість різко зменшується і феромагнетик стає

124

парамагнетиком. Максимальне значення /

магнетитів 575 °С.

Отже, намагніченість гірських порід, зміну якої можна зафіксува-

ти у магнітних аномаліях, матиме місце у верхній оболонці Землі

від її поверхні до глибин, де температура не перевищує 575 °С.

Цей шар звичайно називають магнітоактивним. Нижче від цих

глибин можливі джерела магнітних аномалій іншої природи.

2. Внесок верхніх частин джерел аномалій порівняно з гли-

бинними їхніми частинами в магнітні аномалії (2,

Д 7)

порівняно

з гравітаційними значно більший. Тому в магнітному полі

(особливо в локальних аномаліях) найчіткіше виявляється дифе-

ренціація магнітних властивостей порід самої верхньої частини

розрізу, що вивчається.

Магнітні аномалії та їхні можливі джерела. У п. 2.4 магнітне

поле Землі умовно подано у вигляді

т** т

+ Т

87*.

Розглянемо його детальніше. Розпочнемо з величини

= 7|

кг

+ Т

лок

, що є сукупністю регіональних 7^,. і локальних Т

лок

аномалій.

Поділ Т

на регіональну і локальну компоненти викликаний потре-

бами практики. Зокрема передбачається, що регіональна компонента

зумовлена ефективною намагніченістю порід великої геологічної

структури (блока земної кори, масиву магматичних або метаморфіч-

них порід тощо), а локальні — окремими елементами цих структур,

складеними породами з намагніченістю, що відрізняється від намаг-

ніченості вміщувальних порід. Для розв'язування геологічних завдань

бажано б було б розділити обидва названі вище впливи. На жаль,

практично це зробити неможливо.

Спроби отримати регіональні аномалії шляхом осереднення спо-

стережуваних значень поля або розрахунку їх на певну висоту по-

рядку 10, 20 і більше кілометрів не витримують елементарної крити-

ки. Аномальні значення осередненого поля відповідають новому

розподілу магнітних джерел зі значенням інтенсивності намагнічено-

сті і*

= (17)

^ (5)

де /(§, т], ;) — інтенсивність намагніченості будь-яких джерел

магнітного поля у просторі, що вивчається; Р{х, у) — виважуваль-

ма функція осереднення; 5

—

ділянка осереднення.

В окремому випадку простого осереднення поля нове значен-

ня інтенсивності намагніченості об'єкта, що вивчається, відпові-

125

датиме середньовиваженому значенню намагніченості реальних

(локальних і вміщувальгшх) джерел поля

/* =Д/(!, ть 0 (18)

У разі розрахунку спостережуваних значень поля на висоту А*

і прийняття результатів розрахунку за регіональні аномалії, вони

відповідатимуть впливу нового розподілу намагніченості реальних

джерел У*, шо визначається співвідношенням

= ^ Я т, л, 0 — лт- 08 , (19)

(х

+у

+И*

тобто розрахунок поля на висоту А* відповідає його виваженому

осередненню, за якого виважуваїьни м коефіцієнтом є ядро під-

інтегратьної функції (19).

Отже, формальне розділення впливу намагніченості локаль-

них поверхневих джерел і вміщуваяьних порід, а тим більше гли-

бинних джерел практично нереальне. Можливий лише шлях де-

тального геологічного вивчення намагніченості верхньої частини

розрізу за даними буріння з наступним обчисленням поля від

нього, але однак для розділення аномалій .залишається невідомим

співвідношення цих джерел на глибині. Тому надалі ми будемо

змушені розглядати аномаїії Т

як сукупність Т

реі

і Г,

ок

, у кращо-

му разі розрізняючи їх за частотним спекгром

Для пояснення магнігних аномалій потрібні дані про магнітні

властивості порід верхніх оболонок Землі, зокрема магкітоактив-

ного шару. Основним джерелом відомостей про магнітні власти-

вості порід є вивчення їх на зразках, відібраних із свердловин і

відслонень. Вивчення проводиться при Л-параметрах, що відпо-

відають поверхневим і глибинним умовам.

Магнітні властивості порід характеризуються сумарним векто-

ром намагніченості

/ = /;+ І

, (20)

-> *

де І і і І

— компоненти відповідно індукційної і залишкової

намагніченостей.

На жаль, основна кількість визначень стосується значень І,.

Обмаль експериментальних даних про величину і спрямованість

- >

залишкової намагніченості порід І

змушує дослідників оцінюва-

126

ти сумарну намагніченість порід / в основному за магнітною

сприйнятливістю порід. Можливість такого оцінювання намагні-

ченості І грунтується на аналізі співвідношень залишкової та ін-

дукційної компонент намагніченості (фактор £) — /у/,). І хоча

фактор 0 змінюється у значних межах (від часток одиниці до де-

кількох сотень), для певних груп порід він більш-менш стійкий.

Як приклад можна навести дані по Українському щиту [96]. Розг-

лядаючи /

з позицій її внеску в сумарну намагніченість порід,

автори виділяють три групи порід кристалічного фундаменту.

1. 0 « 1. Породи з такими значеннями 0 переважно намагні-

чені в напрямку сучасного магнітного поля. Вони представлені

найпоширенішими різновидами (гранітами, мігматитами, гнейса-

ми, сланцями, залізистими кварцитами, амфіболітами, габроїда-

ми) і мають максимальне поширення за площею.

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

-> -»

ми граніто'ідами. Як правило, напрямки векторів І

та 7, близькі.

3. 0 » І. Породи представлені піроксеновмісними гнейсами,

габроїдами та деякими іншими, мають обмежене поширення за

площею. Часто напрямок намагніченості близький до горизон-

тального.

З аналізу результатів вивчення магнітних властивостей порід

відомі випадки їхньої намагніченості в напрямку, протилежному

до напрямку сучасного магнітного поля (наприклад, Ангаро-

Ілімські залізорудні родовища).

Прийнявши за основу індукційну намагніченість гірських по-

рід, їх можна умовно розділити на три групи: 1) сильномагнітні

(.г= 1,0 ... 0,1); 2) середньомагнітні (ж = 0,1 ... 0,001); 3) слабко-

магнітні (а? < 0,001).

До першої групи належать залізисті кварцити, амфібол-

магнетитові сланці та ін.; до другої — в основному інтрузивні по-

роди та деякі метаморфічні утворення; до третьої — осадові по-

роди, більшість гранітоїдів, а також деякі ультраметаморфічні по-

роди.

Стосовно закономірностей намагніченості порід зазначимо

таке.

1. Як уже підкреслювалось, інтенсивність намагніченості

гірських порід значною мірою визначається вмістом у них фе-

ромагнітних мінералів, хоча прямої пропорційності к немає. У

зв'язку з цим для магматичних порід повинно простежуватись

збільшення намагніченості від кислих до ультраосновних. Ос-

127

новними феромагнетиками, які у складі гірських порід зумов-

люють їхні магнітні властивості, є: магнетит і серія твердих

розчинів магнетит — ульвошпінель (титано-магнетити); їхня

окиснена модифікація (маггеміти і титано-маггеміти); гематит

і серія твердих розчинів гематит — ільменіт; піротин та деякі

його похідні; гідроксиди заліза [211].

2. Відбувається зростання намагніченості у зв'язку зі збіль-

шенням ступеня метаморфізму порід. Такі дані відомі для бага-

тьох регіонів [96]. По Канадському щиту й Північно-Американ-

ській плаьформі загалом відзначається висока намагніченість по-

рід гранулітової фації метаморфізму, що створюють характерні

аномалії на аеромагнітних картах. Усі зразки гранулітів містять

від 1 до 4 % магнетиту, що дає змоіу оцінити їхню намагніченість

від 1 до 4,5 А/м. На Алданському й Анабарському щитах

з'ясувалася чітка приуроченість площ з високою намагніченістю

(1—2 А/м) до архейських структурних зон, де широко розвинеш

метаморфічні комплекси порід гранулітової фації метаморфізму.

Нижчу намагніченість мають породи, метаморфізовані в епі-

дот-амфіболітовій та амфіболітовій фаціях. Наприклад, для од-

ного з найбільших блоків Українського щита — Придніпровсь-

кого, складеного переважно породами конксько-верхівцівської

серії, характерні зеленосланцева і частково епідот-амфіболітова

фації метаморфізму. Середня намагніченість цього блока стано-

вить всього 0,2 А/м.

Вважають, що в основу цієї залежності покладено збільшення

вмісту феромагнітних мінералів у гірських породах у процесі ме-

таморфізму. Л.Є. Шолпо [237] зазначає, що можливі фазові пере-

творення залізистих мінералів, що призводять за певних темпера-

турних режимів до різкої зміни їхніх магнітних властивостей. На

глибинах з температурами 100—200 °С гідроксиди заліза перехо-

дять із колоїдного (немагнітного) стану в кристалічний (магніт-

ний). За температури 200—400 °С парамагнітний гетит перетво-

рюється на маггеміт, а за вищої температури (300—500 °С) феро-

магнітний маггсміт переходить у менш магнітний (антиферомаї -

нетик) а-гематит. Крім цього, в процесі метаморфізму частина

магнетиту може утворюватись за рахунок перетворення темноза-

барвлених мінера пв [65].

3. У процесі гранітизації відбувається протилежне явище —

зменшення намагніченості гірських порід, хоча на проміжних

етапах цього процесу передбачається зростання магнітної сприй-

нятливості за рахунок виділення магнетиту з кристалічної ґратки

залізистих мінералів [65].

128