Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

поненти (1 і 1,2 року) подано траєкторіями, близькими до коло-

вих із середнім радіусом порядку 0",2. Періодичні компоненти

першого порядку для фанерозою мають розмах порядку 15°, а пе-

ріод — галактичний рік — еру. Траєкторія руху полюса повинна

нагадувати систему видовжених циклоїд, подібних до зображеної

на рис. 18, в, й ускладнену петлями вищих порядків.

Магнітний центр і внутрішнє ядро Землі. Оскільки геомагніт-

ний центр просторово потрапляє у внутрішнє ядро Землі, то ви-

никає природне прагнення знайти взаємозв'язок між ними. Од-

ним із перших, хто започаткував вивчення цієї проблеми, був Г.

Варта [247]. Якщо справедливе припущення Г. Варта про сумі-

щення магнітного центра Землі з центром внутрішнього ядра,

тобто тверде внутрішнє ядро дрейфує в рідкому за описаним ви-

ще законом, то на поверхні Землі згідно з цим повинна відбува-

тися глобальна зміна прискорення вільного падіння в часі.

Е.Е. Фотіаді та ін. [215], хто вивчав цю проблему, обчислили,

що очікувана максимальна зміна прискорення вільного падіння в

епіцентрі диполя (район Маріанських островів) повинна бути по-

рядку 4 мГал/рік, у міру віддаляння від центра зменшується, а в

межах Європейської частини колишнього СРСР і Кавказу —

знижується до значень 0,15—0,20 мГал/рік.

Грунтуючись на наявних фактичних даних про зміну приско-

рення вільного падіння на Кавказі, в Індії та інших районах, ав-

тори дійшли висновку, що вони не протирічать висунутій ідеї,

однак не можуть слугувати її беззаперечним підтвердженням,

оскільки розходження прискорення вільного падіння, що фіксую-

ться, в основному перебувають у межах точності вимірювань, хо-

ча необхідна тенденція простежується. Потрібні спеціальні ціле-

спрямовані дослідження. Точність сучасної апаратури цілком до-

статня для вирішення цього завдання.

Автори підкреслюють ще один аспект цієї проблеми: наслід-

ком дрейфу внутрішнього ядра в межах зовнішнього повинна бу-

ти зміна моменту інерції Землі. Отже, виявляється ще одне мож-

ливе джерело варіацій кутової швидкості обертання Землі. Доста-

тньо переконливим підтвердженням цієї думки може бути вста-

новлена Е. Вестіном [284] кореляція між нерегульованими зміна-

ми тривалості доби і варіаціями широти і довготи ексцентричного

диполя.

Магнітні аномалії і форма геоїда. Т.М. Пудовкін і Г.Є. Валуєва

[166] довели, що введені ними світові магнітні аномалії 2"

ае

, отри-

мані як різниця між полем, що спостерігається, і полем ексцент-

ричного диполя, не лише не дрейфують, але й задовільно коре-

люються з перевищенням геоїда над сфероїдом. На основі цього

автори зробили висновок про спільність їхньої генетичної зумов-

леності.

Поряд з наведеними вище даними розглянемо результати зі-

ставляння карти ізопор вертикальної складової магнітного поля

(див. рис. 22, б) і схеми висот геоїда (див. рис. 3). Із цього зістав-

лення випливає ряд цікавих висновків. Коротко вони зводяться

до такого.

1. Простежується повна кореляція у розміщенні аномалій ізо-

пор вертикальної складової магнітного поля Землі та ізоліній ви-

сот геоїда. В цьому разі слід звернути увагу не стільки на екстре-

муми аномалій, скільки на прямолінійні ділянки зміни знака ізо-

ліній (східці в рівнях) величин, що розглядаються. Такі ділянки

відповідають межам великих блоків верхніх оболонок Землі

(глибинним розломам). Однак, оскільки аномалії геоїда зумошіені

неоднорідностями у верхніх оболонках Землі, то джерело магніт-

них аномалій потрібно шукати там само.

2. Як зазначалось вище [201], глибинні неоднорідності, що

зумовлюють аномалії геоїда, починаються у верхніх шарах земної

кори. Виходячи з суворої лінійності ізопор вертикальної складо-

вої магнітного поля на ділянках меж блоків, цей висновок спра-

ведливий і для магнітних неоднорідностей. У кожному разі така

поведінка ізопор заперечує можливість пояснення їх наявністю

джерел, що перебувають на глибині близько половини радіуса

Землі, тобто на межі ядро — мантія. Детальніше це питання буде

розглянуто нижче.

Мігрування полюсів і палеоклімати. Про зміну кліматів мину-

лого свідчать знахідки викопних організмів і відкладів порід на

тих ділянках, де нині вони не могли б існувати. Як найяскраві-

ший приклад можна навести відкриття вугільних пластів в Аркти-

ці та Антарктиді. Фізична кліматологія стверджує, що причинами

зміни клімату можуть бути: варіювання сонячної радіації та її

зміни біля поверхні Землі, зумовлені деформуванням земної орбі-

ти і зміною кута нахилу осі обертання Землі до площини екліпти-

ки; зміни широти і відбивної здатності земної поверхні і прозоро-

сті атмосфери, а також можливі зміни конфігурації океанів, мате-

риків і гірських пасм на них. Розподіл сонячної радіації на Землі

є основним фактором, що визначає широтну кліматичну зональ-

ність. Згідно з твердженням Е.А. Бернара [14], на Землі завжди

існувала широтна зональність солярного клімату.

Зіставляння результатів визначення палеоширот за пелеомаг-

нітними і палеокліма

ичними даними для окремих територій Єв-

ропи, Азії та Америки дало змогу дослідникам зробити висновок

про їхню задовільну кореляцію. Більш того, було зроблено висно-

вок, що кореляція між давніми кліматичними і палеомагнітними

широтами свідчить на користь гіпотези Центрального осьового

магнітного диполя і є найпрямішим доказом справедливості цієї

гіпотези для всього геологічного часу [182].

Проблеми виникли тоді, коли була зроблена спроба сумістити

між собою дані щодо окремих материків і навіть їхніх частин,

віддалених одна від одної. Виявились певні розходження, частина

яких можливо пов'язана з різною точністю відтворення палеоши-

рот. Однак головне розходження зумовлене відмінністю кривих

міграції палеомагнітних полюсів, що встановлюються для різних

континентів чи їхніх частин (див. рис. 19). Прибічники плейтек-

тоніки [22, 168 та ін.] спробували пояснити ці розходження від-

носними диференціальними переміщеннями материків (плит)

один відносно одного. Не дивлячись на певні відміни в реконст-

рукціях положень материків у давні геологічні епохи, автори цих

реконструкцій дійшли висновку про відповідність зміни палео-

широт основним законам плейтектоніки. Ставлення автора до

цієї проблеми викладено далі у спеціальному розділі.

Розділ З

ЗЕМНА КОРА І ВЕРХНЯ МАНТІЯ

3.1. Загальні відомості

Введення основних понять. Початково, до розробки і викорис-

тання геофізичних методів, виходячи з уявлень про «гаряче» по-

ходження Землі під терміном земна кора розуміти зовнішню

тверду (кам'яну) оболонку Землі завтовшки в декілька десятків

кілометрів, нижче від якої розміщується силікатний розплав

(магма).

Згідно з даними сейсмології, зрозуміло, що верхня оболонка

Землі до глибини порядку 2 900 км тверда. В цій ситуації виникає

питання про механізм досягнення окремими блоками верхніх'

оболонок Землі ізостатичного стану. Було висунуто гіпотезу про

існування у верхній мантії шару зниженої в'язкості, здатного до

перетікання, який отримав назву астеносфери (Г. Баррел, 1914 р).

У цьому разі верхню межу астеносферного шару приймати за по-

верхню ізостатичної компенсації. Верхню оболонку Землі вище

від астеносферного шару вважали твердою, вона дістала назву літо-

сфери. Певною мірою літосфера виявилась аналогом земної кори.

Відкриття сейсмологами у верхній мантії на глибинах від 50—

60 до 200—250 км шару знижених швидкостей поширення пруж-

них хвиль (сейсмічного хвилеводу) значною мірою зміцнило гіпо-

тезу про існування астеносферного шару. Зниження швидкості

поширення пружних хвиль зазвичай пояснюють особливими тер-

модинамічними умовами, шо спричинюють часткове плаалення

або аморфізацію речовини і зменшення в'язкості астеносфери

порівняно з літосферою приблизно на три порядки (до 10

і9

Па-с).

Уявлення про безперервне поширення астеносфери в плане-

тарному масштабі дістати широкий розвиток у геології і покладе-

ні в основу багатьох гілотез, що розробляються як прибічниками

ідей нової глобальної тектоніки, так і їхніми опонентами. Перші

не можуть обійтися без астеносфери як шару, по якому перемі-

щуються плити, а другі розглядають астеносферу як шар, у якому

зупиняється і перетворюється речовина, що підіймається з верх-

ньої мантії.

Оскільки реальність існування астеносфери в основному

грунтується на наявності шару знижених швидкостей поширення

пружних хвиль у верхній мантії, зазначимо низку його особливос-

тей.

1. Нині вважають загальновизнаним [23 та ін.], що шар зни-

жених швидкостей поширення пружних хвиль у верхній мантії та

астеносферу неможливо ідентифікувати, оскільки вони мають рі-

зну фізичну природу. Проте висловлюється припущення про мо-

жливу їх просторову близькість.

2. В.З. Рябий [173], який детально вивчав цю проблему, на

основі аналізу світових даних дійшов висновку, шо астеносфер-

ний шар (шар знижених швидкостей) не є глобальним утвором, а

має переривчастий характер. Зокрема, в континентальних зонах

цей шар виражений слабко або взагалі відсутній у межах давніх

щитів чи докембрійських платформ, а також у межах деяких оке-

анічних плит.

Наведений вище висновок про переривчастий характер по-

ширення шару знижених швидкостей пружних хвиль, навіть як-

що його ототожнювати з астеносферою, ставить під сумнів мож-

ливість його використання для пояснення переміщення по ньому

літосферних плит.

У 1909 р. югославський геофізик А. Мохоровичич на глибині

50 км установив чітку сейсмічну межу швидкості поширення

пружних хвиль 7,7 км/с. Наступні підтвердження наявності такої

межі зі швидкістю (8,0 ± 0,2) км/с у різних геологічних регіонах

стали основою нового визначення земної кори, яке зберігається й

досі. Під земною корою розуміють низькошвидкісний шар, який пе-

рекриває мантію. За основу земної кори приймають верхню сейс-

мічну масу, що характеризується швидкістю порядку (8,0 ± 0,2)

км/с і носить ім'я свого винахідника.

Виділення В. Конрадом (1923 р.) сейсмічної межі всередині зем-

ної кори стало основою для подання останньої такою, що складаєть-

ся з двох шарів із середніми швидкостями поширення пружних

хвиль порядку 6,0 і 7,0 км/с. Оскільки такі величини швидкостей

поширення пружних хвиль властиві відповідно гранітам і базальтам,

то й виділені шари умовно назвали «гранітним» і «базальтовим». Так

виникла двошарова модель земної кори.

Успіхи, досягнуті в процесі використання методу глибинного

сейсмічного зондування (ГСЗ), забезпечили уточнення описаної

вище моделі. Зокрема, встаноалено, що в земній корі фіксується

не одна, а кілька сейсмічних меж, які розмішуються як вище, так

і нижче від межі Конрада. У цьому разі власне межа Конрада ви-

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

наявністю макронеоднорідностей.

доцільно зазначити, що ще в 1968 р. один із провідних фахів-

ців у використанні методу ГСЗ І.П. Космінська [90] підкреслюва-

ла невідповідність понять про «гранітно-базальтову» кору новим

даним. Вона спеціально підкреслювала, що збереження цих

віджитих уявлень сковує думки дослідників, які намагаються

вкласти складні процеси формування багатошарового середовища

у вузькі рамки двох шарів. Незважаючи на це, двошаровою моделлю

земної кори у багатьох випадках користуються ще й досі [52].

Поряд із розглянутими вище структурними елементами верх-

ньої частини Землі в сучасній літературі використовується термін

тектоносфера. Під тектоносферою звичайно розуміють верхню

частину Землі, в межах якої відбуваються всі активні тектонічні

процеси. Вважають, що нижньою межею тектоносфери є зона

розміщення гіпоцентрів найглибших землетрусів. Вона досягає

глибин порядку 700—800 км.

Основні поверхневі структури земної кори. Усі поверхневі

структури земної кори можна розділити на два класи: конти-

ненти та океани (рис. 24). Океани вкривають близько 70 %

площі поверхні Землі, решта припадає на континенти. Висотні

позначки найважливіших елементів рельєфу змінюються від

рівня вершин найвищих гір (Еверест +8 848 км) до рівня най-

глибших океанічних жолобів (Маріанський жолоб -10 912 м).

Середня висота континентів дорівнює 870 м, а середня глиби-

на океанічних западин — 3700 м. Зони переходу від океанів до

континентів є або шельфами — мілководними морями зав-

глибшки близько 100—200 м і завширшки до 200 км, або гли-

боководними жолобами з острівними дугами, що, як правило,

обмежують окраїнні моря. Континенти складені породами, які

утворювались упродовж часу, що охоплює більшу частину іс-

торії Землі, яка налічує близько 4,6 млрд років. Вік океанів

вважається молодшим, що не перевищує 200 млн років.

Основними структурними утвореннями материків є платфор-

ми і молоді гірсько-складчасті споруди. Платформи переважно є

рівнинними утвореннями з фундаменту, складеного ультра мета-

морфічними і магматичними утвореннями, та чохла середньою

потужністю 3—4 км, складеного слабко мегаморфізованими оса-

довими й осадово-вулканогенними утвореннями. У межах плат-

форми виділяються глибокі западини, авлакогени і рифти, поту-

жність осадових утворень в яких досягає 20 км, а також щити.

Останні є зонами, де фундамент платформ виходить на поверх-

«о

іо

см

ню (потужність чохла 0—100 м). Нині встановлено, що склад

фундаменту в межах щитів та інших частин платформ практично

однаковий.

На рис. 24 виділено гірсько-складчасті споруди третинного,

мезозойського і палеозойського віку. Вони є колишніми геосинк-

лінальними зонами відповідного віку, які зазнати інверсії. При-

вертає увагу декілька їхніх особливостей.

1. У розрізі складчастих споруд певного віку є давнішні дис-

локовані метаосадові породи і майже завжди наявні молоді ви-

вержені породи.

2. Супутниками гірсько-складчастих споруд з боку платформи

звичайно є передгірські «прогини». Останні, як правило, відокре-

млені від гірсько-складчастих споруд великими розломами.

Дно океанів вивчено, природно, менше, ніж материки. Осно-

вними структурами океанічного дна є океанічні платформи

(талассократони), океанічні хребти, рифти і глибоководні жолоби

із супутніми острівними дугами. Основні відомості про будову

земної кори океанічного дна отримані сейсмічними методами.

Зокрема, за швидкостями поширення пружних хвиль океанічна

кора (починаючи від морського дна) розділяється на три шари.

Шар ! поряд із сейсмічними методами вгачений шляхом ви-

лучення колонок грунту з дна океану і бурінням. На океанічних

платформах він представлений глибоководними осадовими утво-

реннями, які у верхній частині не консолідовані, а нижче трап-

ляються у вигляді глин і сланців відносно молодого віку (К—1).

Середня потужність шару 1—0,5 км.

Шар 2 характеризується швидкістю поширення пружних

хвиль порядку 5 км/с і середньою потужністю порядку 2 км. Ви-

ходячи з вимірювань У

, його вважають складеним або базальто-

вими лавами, або ущільненими осадами, або чергуванням тих і

інших [19]. У багатьох випадках шар 2 представлений офіолітови-

ми асоціаціями порід у вигляді кульових лав. Останні звичайно

розсікаються більш пізніми паралельними дайками габроїдів, ни-

жні частини яких входять у шар 3 [23].

Ш а р 3 є найпотужнішим шаром океанічної кори й відрізняє-

ться дивовижною одноманітністю товщини порядку 5 км і сталіс-

тю швидкості поширення пружних хвиль ¥

- 6,4 ... 7,0 км/с. Є

кілька різних думок про його склад: 1) основні вивержені породи

типу габро; 2) частково серпентинізовані перидотити; 3) амфібо-

літи як продукт метаморфізму базальтового шару [23].

Океанічні підводні хребти утворюють велетенську сис-

тему піднять дна океану, загальна довжина яких досягає 80 000 км

(див. рис. 24). Ширина хребтів — 500—1000 км. Гребені хребтів

здіймаються в середньому на 2—3 км над дном океану. Вздовж

гребенів йдуть чітко виражені глибокі рови, що звуться середин-

ними рифтами. Чіткіше такі рови виражені в Індійському та Ат-

лантичному океанах. У багатьох випадках серединні рифти зми-

каються з континентальними (див. рис. 24).

Особливостями океанічних хребтів є зміщення їхніх осьових

ліній вздовж поперечних розломів (див. рис. 24), що дістали назву

трансформних [210], і розміщення пояса поверхневих землетрусів

уздовж осі всієї системи океанічних хребтів, причому основна

концентрація епіцентрів спостерігається в зонах поперечних роз-

ломів. Вважають, що землетруси з епіцентрами біля гребенів хре-

бтів викликаються силами розтягання, а землетруси з епіцентра-

ми в зонах поперечних розломів зумовлені зсувними деформація-

ми [19].

Про склад порід, що складають океанічні хребти, можна су-

дити за зразками, підійнятими драгами. Найпоширеніша порода в

них — базальт, трапляються також габро, серпентиніт та інші,

вивержені породи та "їхні метаморфічні різновиди.

Глибоководні жолоби — це великі лінійні структури

осідання океанічного дна, глибина яких досягає ~11 км. Вони

звичайно розміщуються в зонах переходу від континенту до океа-

ну й утворюють системи: гірсько-складчаста окраїна материка —

глибоководний жолоб (наприклад, Перуансько-Чилійський) або

острівна дуга — глибоководний жолоб (наприклад, Курило-

Камчатський). Глибоководні жолоби мають асиметричну V-

гюдібну форму з більшою крутістю крил (8—20°) з боку суходолу.

Нижня частина жолобів може бути заповнена осадами і тоді їхнє

дно стає плоским.

Системи глибоководних жолобів із супутніми гірсько-

складчастими спорудами або острівними дугами характеризуються

виявами землетрусів і вулканізму. В цьому разі простежується пе-

вна закономірність у просторовому розміщенні осередків земле-

трусів і вулканічних апаратів. На рис. 25, а наведено схему зони роз-

міщення вулканів і план розміщення епіцентрів землетрусів на діля-

нці Перуансько-Чилійського жолоба, на рис. 25, б — розріз вздовж

лінії 1—1 (Г. Беньоф, [250]), а на рис. 25, в

—

вздовж лінії, що пере-

тинає Курило-Камчатський жолоб (Б. Гутенберг і К. Ріхтер [57]).

Г. Беньоф [250], який вивчав розміщення осередків землетру-

сів на межі переходів материк — океан, проінтерпретував зображе-

ний на рис. 25, б, в розподіл осередків землетрусів як індикатори зо-

ни похилих розломів. На його думку, ці зони, що дістали в літературі