Тяпкін К.Ф. Фізика Землі

Подождите немного. Документ загружается.

назву зон Беньофа, утворюються під дією сил стиснення і падають

під материк (острівну дугу) під кутами, зазначеними на рис. 25, б.

Все це стало основою для прибічників нової глобальної тектоніки

для прийняття зон Беньофа за зони субдукції, в яких океанічні

плити засуваються під континент.

Наступні дослідники за наявністю уступів на крилах Перуан-

сько - Чилійського жолоба дійшли висновку про його формування

внаслідок крупноспадних скидів біля основи континентального

схилу (в основному вздовж давніх розломів), що відбувалися в

режимі розтягу [218, 265]. Відсутність деформування осадових

відкладів на зовнішньому боці жолоба дає змогу зробити висно-

вок [274], що товща осадів не була залучена ні нині, ні в минуло-

му (принаймні, починаючи з пізнього плейстоцену) у засунення

під континент.

О.О. Пронін [159] на основі аналізу даних щодо всіх найбільш

вивчених глибоководних жолобів, розміщених на зовнішніх боках

острівних дуг або гірсько-складчастих окраїн континентів, части-

ну з яких наведено вище, дійшов висновку, що жолоби є багато-

ступінчастими грабенами, які сформувалися під дією сил розтягу,

а не стиснення. Існування ж зони у розумінні Г. Беньофа, а отже,

і зон субдукції — сумнівне. По-перше, розподіл осередків земле-

трусів у Перуансько-Чилійському жолобі за більш пізніми даними

має вигляд витягнутої хмари, в межах якої виділити зону Беньо-

фа, тобто позначити її верхню і нижню межі, подібні до зображе-

них на рис. 25, б, можна лише за великої уяви. Цей аргумент під-

силюється виявленням осередків глибокофокусних землетрусів

під дном глибоководних жолобів або під їхнім морським схилом.

По-друге, наявність лінійних зон поширення вулканів у межах

систем, що розглядаються (див. рис. 25) важко собі уявити без

субвертикальних розломів, які існували раніше.

Зупинимося ще на деяких особливостях форми схилів жо-

лобів та осадових утворень, що їх вкривають. На рис. 25, г на-

ведено один із сейсмічних профілів Курило-Камчатського гли-

боководного жолоба за Л.Р. Меркліном [72]. Поряд із загаль-

новідомою асиметрією поперечного профілю жолобів увагу

привертає таке. У приокеанських схилах жолобів під товщею

океанічних осадів потужністю 600—700 м на основі сейсмоаку-

стичного профілювання встановлюється наявність океанічного

фундаменту, представленого серією уступів, витягнутих по

простяганню жолоба, і послідовно, у вигляді численних дріб-

них сходинок, що спускаються до осі жолоба. Висота таких

уступів становить 200—500 м, ширина — 5—10 км. На рис. 25, г

простежується дуже цікава особливість розрізу, яка викликає

подив як у прихильників походження жолобів під дією сил

стиснення, так і в прихильників утворення їх під дією сил роз-

тягу: кожен геометрично нижчий уступ структурно трішки пі-

дійнятий відносно вищого уступу, а в сукупності вони утво-

рюють заглибну підкидну (а не скидну) драбину [72].

Варто підкреслити дві особливості розрізу, що описується:

порушеність фундаменту системою субвертикальних розривів і

специфічна поведінка окремих блоків фундаменту. Зокрема, по-

слідовність заглиблення блоків фундаменту свідчить про форму-

вання жолоба в режимі розтягання, а підкидний характер взає-

мозв'язків сусідніх блоків — про режим стиснення. Це, здавалося

б, протиріччя насправді пояснюється дуже просто. Початкова

стадія формування глибоководного жолоба відбувається в режимі

розтягання й реалізується у вигляді серії субвертикальних уступів

(скидів), найбільші з яких наведено на рис. 25, г. У наступні пе-

ріоди під час зміни режиму розтягання на режим стиснення від-

бувається зміна напрямків відносного переміщення блоків, що й

дає спостережувану картину.

Усі викладені вище фактичні дані та їх інтерпретація дають

змогу припустити, що найвірогіднішою причиною описаних

вище осередків землетрусів є субвертикальні розриви суціль-

ності, що розпочинаються від нижніх меж паралельних розло-

мів, які порушують верхню частину кори у зонах систем, що

розглядаються.

Відміни і подібність земної кори на материках і в океанах. За

даними сейсмології, а також методом ГСЗ були встановлені від-

міни потужностей земної кори на материках (порядку 40 ± 10 км)

і в океанах (порядку 15 ± 5 км), а також відсутність так званого

«гранітного» шару в глибоководних частинах океанів і наявність

замість нього океанічного шару 2, пріедставленого переважно

«базальтовими» лавами. Ці та деякі інші особливості стали для

сейсмологів основою поділу земної кори на два різко відмінних

за сейсмічними характеристиками типи — континентальний

і океанічний з виділенням проміжних підтипів. Природним

наслідком такого поділу стали уявлення про різне походження

земної кори на материках і в океанах, які були використані для

обгрунтування деяких тектонічних концепцій. Зокрема, в основу

концепції тектоніки плит покладено уявлення про новоутворення

океанічної земної кори в процесі «спрединга» океанічного дна.

Прихильники концепції геосинкліналей і платформ вважають,

геосинкліналі виникли на океанічній корі.

Є декілька альтернативних поглядів, один з яких полягає в

такому. В початковий період формування Землі кора, що утворю-

валась на ній, була однотипною. Деяких відмін вона набула в на-

ступні етапи формування, зокрема в процесі утворення океанів

на Землі. Однак у цьому разі океанічна кора повинна була б мати

й певну подібність з континентальною. О.О. Пронін [159] після

вивчення результатів глибоководного буріння з корабля «Гломар

Челенжер» в Атлантичному, Індійському і Тихому океанах і зіста-

вляння їх з результатами раніше виконаних досліджень на остро-

вах та в приокеанічних районах усіх континентів дійшов висновку

не лише про однотипність земної кори в океанічних западинах і

на континентах, а й про періодичність підіймання і занурення

дна океанів. Причому найстійкіші занурення, підтверджені фак-

тичним матеріалом, відбувалися у післятріасовий, післякрейдовий

і післяпалеогеновий час.

Зокрема О.О. Пронін установив таке.

1. Потоки й покриви лав і піропласти на дні океану так

само, як і на континентах, приурочені до різних стратиграфіч-

них рівнів розрізу (від пізнього тріасу до плейстоцену) і чергу-

ються з осадовими породами, а не утворюють єдиної базальто-

вої плити («баземента»), вік якої, за правилами концепції

плейтектоніки, повинен збільшуватись у міру віддалення від

серединно-океанічних хребтів і наближення до країв материків

і острівних дуг.

2. Є безліч фактів, що підтверджують широкий розвиток у ко-

рі океанічних западин на великих глибинах теригенних грубо-

уламкових вугленосних та інших утворень, що, безсумнівно,

формувалися в мілководних морських і континентальних умовах.

Зокрема, в усіх океанах у процесі глибоководного буріння у вели-

кій кількості свердловин під дном океану було встановлено вуг-

леносні формації, віднесені до різних стратиграфічних рівнів

крейдових і третинних утворень, що мають автохтонне похо-

дження. Ці факти беззаперечно свідчать про те, що в певні

проміжки часу поверхня дна океану підіймалась над рівнем

моря і ставала суходолом.

3. Вивчення матеріалів, отриманих із свердловин глибоковод-

ного буріння, за наявністю перерв у осадонагромадженні структур-

них розбіжностей або кір вивітрювання магматичних утворів, дає

змогу виділити пізньокімерійську, австрійську, ларамійську та пі-

зньоальпійську епохи тектонічного активування земної кори оке-

анів, тобто ті самі епохи, які були встановлені раніше на конти-

нентах [158]. Більш того, порівнюванням розрізів під дном океа-

нів, на островах та океанічних узбережжях вдалося виконати на-

дійну кореляцію структурних розбіжностей, зумовлених виявлен-

ням тектонічної активності тієї чи іншої тектонічної епохи. Усе

це може бути доказом єдиного ритму в часі тектонічних рухів на

суходолі і під дном океану.

Наведені вище дані привели О.О. Проніна до висновку про

неправомірність виділення самостійного «океанічного типу»

земної кори. Підтвердженням цього висновку служать дані про

результати вивчення трапових провінцій Землі, встановлені

Г.Ф. Макаренко [110, 111]. Зокрема, з її праць випливає, що тра-

пові провінції на материках є ділянками типової земної кори оке-

анічного типу, тільки без водного покриву.

3.2. Сейсмогеологічна модель

земної кори і верхньої мантії

Під сейсмогеологічною моделлю земної кори і верхньої мантії

розумітимемо сукупність поверхонь, які апроксимують земну

кору і верхню частину мантії, що складаються з окремих еле-

ментів з певними сейсмогеологічними особливостями і відпо-

відають чинним законам поширення пружних хвиль. Нині до-

слідники схиляються до думки, що земна кора і верхня мантія

складаються з окремих структурно-речовинних комплексів,

порушених серією ієрархічно підпорядкованих розломів, і мо-

жливо, розділених межами різного напружено-пружного стану.

Структурно-речовинні комплекси можуть мати достатньо

складну форму; розломи орієнтовані переважно у субверти-

кальному напрямку; межі ділянок із різним напружено-

пружним станом є субгоризонтальними поверхнями.

У міру нагромадження сейсмічного матеріалу і розвитку вибу-

хової сейсмології уявлення про модель земної кори континен-

тального типу постійно змінювались: на зміну однорідному шару,

обмеженому знизу різкою межею першого роду, прийшла двоша-

рова модель із «гранітними» і «базальтовими» шарами. Остання

нині змінюється складнішою шарувато-блоковою моделлю. Для

характеристики сучасних уявлень про модель земної кори і верх-

ньої мантії потрібно отримати уявлення про такі особливості вер-

хньої частини Землі: закон розподілу швидкостей пружних хвиль;

існування розшарованості; можливу природу меж розділення, зо-

крема межі Мохоровичича за різних умов; наявність і природу

шарів, що характеризуються зниженими швидкостями поширен-

ня пружних хвиль та деяких інших.

Швидкісний розріз. Не торкаючись законів зміни швидкостей

пружних хвиль в осадовому чохлі, зосередимо увагу на результа-

тах вивчення цього параметра в так званій консолідованій корі і

верхній мантії. Існує, принаймні, три джерела відомостей про

швидкості поширення пружних хвиль у гірських породах: 1) прямі

вимірювання на зразках, відібраних із поверхні кристалічного

фундаменту і з свердловин; 2) ультразвуковий каротаж глибоких

свердловин; 3) результати інтерпретації годографів ГСЗ.

За допомогою прямих вимірювань отримують уявлення про

швидкісні характеристики структурно-речовинних комплексів по-

рід, що виходять на поверхню фундаменту. Про зміни їхніх харак-

теристик на глибині судять за результатами вимірювань, що вико-

нуються на тих самих зразках за високих тисків і температури, що

відповідають цим глибинам.

Встановлено, що в разі підвищення тиску швидкість поздов-

жніх хвиль спочатку зростає досить інтенсивно, а за тиску понад

200—300 МПа змінюється за лінійним законом, що свідчить про

закриття мікротріщин і більшої частини різних пор. Відмінність у

швидкостях поширення поздовжніх хвиль за тиску 0,1 і 100 МПа

для гранітів досягає 15 %, для основних і ультраосновних порід

звичайно не перевищує 4—5 %. Збільшення тиску від 100 до

1500 МПа призводить до збільшення швидкості поширення

поздовжніх хвиль у кислих породах на 10—12 %, а в основних і

ультраосновних

—

на 5—7 %. Підвищення температури викликає

зменшення швидкості поширення цих хвиль, причому найбільші

зміни спостерігаються в діапазоні менших температур. У разі під-

вищення температури на 100 °С швидкість поширення поздовж-

ніх хвиль зменшується на 0,4—0,9 % [43, 100].

Основним джерелом помилок у разі прямих вимірювань на

зразках є недоврахування структурних особливостей земної кори,

зокрема її порушеність ієрархічно підпорядкованими розломами,

які призводять до того, що зразки порід розмірами 1 см

, 1 км

великі масиви мають відмінні фізичні властивості гірських порід,

що досягають декількох десятків відсотків [16]. На жаль, цей факт

поки що не враховується дослідниками.

На рис. 26, а наведено приклад вивчення зміни швидкості

поширення поздовжніх хвиль із глибиною ультразвуковим каро-

тажем глибоких свердловин [48]. Привертають увагу, принаймні,

дві особливості кривої зміни швидкості цих хвиль із глибиною: її

пилкоподібний характер і загальна тенденція збільшення швидко-

сті з глибиною. У цьому разі дослідники підкреслюють, що коре-

льованість неоднорідностей, що фіксуються на кривих зміни швид-

4 5 6 7 V

,км/с 3 4 5 6 7 У

,км/с

ЗО

р-ПГ

Рис. 26. Швидкісні розрізи земної кори:

а — за даними ультразвукового каротажу глибоких свердловин і результатами вимірювань на

зразках; б

—

за поданнями І.П. Космінської; в

—

узагальнені сейсмічні моделі старої двошарової

(І) і нової тришарової (Я) (А'

—

межа Конрада) континентальної земної кори; /

—

графік зміни

швидкості поширення поздовжніх хвиль У

, 2 — швидкість поширення поздовжніх хвиль за

результатами вимірювань на зразках (кільце відповідає середньому значенню, риски - межам

змін); З

—

апроксимація розрізу (А — одним шаром зі змінною швидкістю, Б — двома шарами

зі сталою швидкістю, В

—

двома шарами зі змінною швидкістю); 4

—

основні і проміжні межі в

земній корі

кості від свердловини до свердловини, погана, що свідчить про

загальну невелику неоднорідність середовища.

Грунтуючись на фактичних даних про швидкість поширення

пружних хвиль і результати інтерпретації ГСЗ, І.П. Космінська

свого часу подавала швидкісний розріз земної кори так, як схема-

тично зображено на рис. 26, б [89]. Приймаючи апріорі горизон-

тально-шарувату модель земної кори, такий розріз можна апрок-

симувати: одним шаром, де швидкість з глибиною зростає ліній-

но, або двома шарами, де швидкість поширення поздовжніх

хвиль стала чи змінюється лінійно. Межа між цими шарами ото-

тожнювалася з межею Конрада, що розділяє так звані

«гранітний» і «базальтовий» шари. З наведеного вище прикладу

випливає, що земна кора не складається з названих вище двох

шарів, а може за бажанням дослідника бути апроксимована ними.

До речі, якщо детальність досліджень дозволяє, то, користуючись

проміжними межами, земну кору можна подати й більш багато-

шаровою.

Узагальнивши нагромаджені дані про сейсмічні особливості

кори (мікронеоднорідності, число сейсмічних меж та їхню дов-

жину, закони розподілу швидкостей і градієнтів) Н.І. Павленкова

[91] дійшла висновку про доцільніше використання не двошаро-

вої, а тришарової моделі консолідованої земної кори континен-

тального типу. Нижче наведено основні характеристики верх-

нього, проміжного і нижнього поверхів (шарів) тришарової моде-

лі земної кори, запозичені з [91].

Верхній поверх складений породами, що характеризую-

ться швидкостями поширення пружних хвиль від 5,5—6,0 до

6,3—6,4 км/с. Він охоплює добре вивчену частину консолідо-

ваної кори, складену дислокованими осадовими ефузивними

та інтрузивними породами різного складу з переважанням по-

рід кислого ряду. З даних приповерхневої геології та детальних

геофізичних досліджень відомо, що верхня частина кори має

переважно вертикально-шарувату будову, за якої окремі комп-

лекси порід просуваються на великі глибини під кутами 60—

90°. Часто вони розірвані інтрузіями складної форми і пору-

шені крутоспадними розломами.

Простежується загальна тенденція до збільшення швидко-

сті поширення пружних хвиль із глибиною, яка наростає в різ-

них районах з дивовижною сталістю градієнта швидкості, що

характеризується значеннями 0,03—0,05 с

. Зіставляння цих

величин градієнтів з даними про зростання швидкості поши-

рення пружних хвиль у гірських породах під впливом тиску

показало, що швидкості сейсмічних хвиль у корі наростають із

глибиною значно швидше і що це зумовлено зростанням тис-

ку. Одним із пояснень цього факту може бути збільшення ос-

новності порід з глибиною або їхнім насиченням основними

інтрузіями.

Проміжний поверх характеризується швидкостями по-

ширення сейсмічних хвиль 6,4—6,7 км/с, тобто всього на декілька

сотень метрів за секунду більшими, ніж їхні швидкості у верх-

ньому поверсі. Йому властиві такі особливості: а) підвищена го-

ризонтальна розшарованість, яка полягає у фіксуванні більшого

числа субгоризонтальних сейсмічних поверхонь, що створюють

чіткі відбиті хвилі; б) маті вертикальні градієнти швидкості в се-

редньому для інтервалу глибин 10—20 км — 0,0—0,05 с '; в) на-

лежність до цього поверху шарів зі зниженою швидкістю поши-

рення сейсмічних хвиль; г) у багатьох регіонах проміжний поверх

відокремлюється від верхнього досить чіткою сейсмічною межею

К) (за М.К. Буліном

—

межа А), що є добрим відбивним горизон-

том і межею обміну хвиль.

Геологічна інтерпретація проміжного поверху у різних дослід-

ників різна. Автори праці [91] вважають, що він представлений

тими самими різновидами, що й верхній, але з дещо більшим

вмістом основних відмін. Речовина проміжного поверху перебу-

ває, очевидно, у стані зниженої в'язкості, що пов'язано з впли-

вом високих температур. Підвищена пластичність, можливо, дає

змогу породам переміщуватись у горизонтальному напрямку, тек-

ти всередині окремих інверсійних прошарків і тим самим релак-

сувати напруги. Якщо це явище існує насправді, то тоді легко по-

яснити підвищене горизонтатьне розшарування цієї частини кори

і «стирання» її вертикально-шаруватої неоднорідності.

Автори праць [79, 169] пов'язують другий шар (проміжний

поверх) із дуже серпентинізованими гіпербазитами.

Останнім часом все більшого визнання набувають уявлення

про істотну роль пружно-напруженого стану речовини у сейсміч-

ному розшаруванні земної кори [133, 230]. Так, субгоризонтальні

сейсмічні межі А (за М.К. Буліном [24]) або К

і К

(за Н.І. Пав-

ленковою [91]) в інтерпретації В.І. Шарова [230] є геотектоніч-

ними рівнями розшарування кори, що контролюють зміну меха-

нізмів руйнування гірських порід по вертикалі. Грунтуючись на

результатах експериментальних робіт і дилатансійної теорії шпа-

руватості, В.І. Шаров вважає, що з глибиною у зв'язку із збіль-

шенням літостатичного навантаження повинні змінюватись фор-

ма і тип руйнування порід. У цьому разі він підкреслює, що літо-

статичний тиск необхідна, але не достатня умова формування

вертикального сейсмічного розшарування розрізу. Воно виявляє-

ться можливим лише за умов достатніх за величиною зсувних те-

ктонічних зусиль, що діють за певних рівнів літостатичного на-

вантаження.

Своєрідним підтвердженням такої інтерпретації природи межі

можуть бути результати вивчення Кольської надглибокої свер-

дловини [86]. Зокрема встановлено, що межа К

{

розміщена на

глибині 4,5 км всередині єдиного протерозойського (печенг-

ського) осадово-вулканогенного комплексу порід загальною по-

тужністю 6 840 м. Саме цю межу в разі традиційної інтерпретації

профільних робіт МВХ (метод відбитих хвиль) було помилково

прийнято за базальні утворення Печенгської структури. Насправді

виявилось, що, починаючи з глибини 4,5 км, швидкість поши-

рення пружних хвиль у породах із глибиною не збільшується, а

навіть дещо зменшується. На глибині, меншій за 4,5 км (межа К-,)

породи масивні, малопористі, а на більшій глибині — розслан-

цьовані, менш щільні, більш пористі і проникні. У цьому разі пе-

рехід на глибині 6 842 м до іншого архейського граніто-

грейсового комплексу порід не змінює перелічених вище характе-

ристик порід, що визначають швидкість поширення пружних

хвиль. Наведений приклад не можна розглядати як доказ справед-

ливості пропонованої інтерпретації природи проміжного поверху,

однак він свідчить про істотну роль крихкодилатансійного стану

речовини у сейсмічному розшаруванні земної кори і верхньої

мантії [133].

Нижній поверх складений породами, що характеризую-

ться швидкостями поширення сейсмічних хвиль 6,8—7,7 км/с,

тобто в середньому понад 7,0 км/с. На думку авторів праці [91],

речовина, що складає цей поверх, істотно відрізняється за скла-

дом від порід верхнього і нижнього поверхів. За аналогією з по-

родами, відомими на поверхні, це можуть бути основні та ультра-

оснбвні відміни.

Нижній швидкісний поверх дуже часто відокремлюється

від проміжного чіткою сейсмічною межею К

, яка створює до-

сить чіткі відбиті й обмінні хвилі, що підтверджує значну від-

мінність фізичних властивостей порід цих поверхів. Про внут-

рішню структуру нижнього поверху відомо мало. Є підстава

вважати, що для нього характерні підвищені градієнти швид-

кості і менша горизонтальна неоднорідність. Значно рідше,

ніж у проміжному поверсі, в ньому виділяють зони інверсії

швидкостей.

На рис. 26, в, запозиченому з [91], зіставлено описану вище

тришарову модель земної кори та двошарову, що використовува-

лась раніше. Принциповою особливістю нової моделі є виділення

проміжного поверху, верхня межа якого Кі знаходиться всередині

«гранітного», а нижня К

— всередині «базальтового» шарів; сам

поверх характеризується зниженими швидкостями поширення

пружних хвиль порівняно з аналогічним інтервалом глибин у

двошаровій моделі земної кори. Розбіжність даних про швидкості

автори праці [91] пояснюють тим, що в старих розрізах ГСЗ гра-

ничні швидкості визначалися не за першими вступами заломле-

них хвиль, а за докритичними відбиттями в наступній частині за-

пису. Це призводило до завищення швидкостей на проміжних

межах і, відповідно, до неправильних уявлень про великі швидко-

сті у середній частині.

Вертикальна відокремленість. Природа вертикальної відокрем-

леності земної кори і верхньої частини мантії достатньо зрозумі-

ла. Вона зумовлена розломами верхніх оболонок Землі. Як буде

показано нижче, розломи є суворо організованими системами,

що складаються з ієрархічно підпорядкованих субвертикальних

структур, що розділяють блоки з горизонтальними розмірами від

декількох сантиметрів до декількох десятків і сотень кілометрів.

Положення таких розломів на поверхні Землі відносно просто

визначається за результатами аналізу гравітаційного і магнітного

полів [200].

З метою оцінки поведінки розломів у глибших частинах зем-

ної кори було виконано експеримент [207], що полягав у зістав-

лянні між собою карт розломів, установлених зазначеним вище

способом, з даними ГСЗ за профілями в межах східної частини

Українського щита (рис. 27, а). У цьому разі на карту було вине-

сено розломи, що розділяють блоки з горизонтальними розміра-

ми, кратними 35 км, а на профілі ГСЗ — проекції аномальної по-

ведінки межі М і проміжних сейсмічних меж всередині земної

кори, а також положення розломів на авторських варіантах розрі-

зів (Н.І. Павленкова та ін. [156]). Результати зіставляння дають

змогу зробити висновок про те, що абсолютна більшість розломів,

зображених на карті, порушує всю земну кору й проходить у ман-

тію. Отже, кора складається із серії субвертикальних блоків, го-

ризонтальні розміри яких значно менші за вертикальні (див. рис.

27, а).

Аналогічних висновків про надзвичайну вертикальну роздріб-

леність земної кори східного краю Східно-Європейської плат-

форми і міогеосинклінальної зони Уралу дійшов А.Я. Ярош [245].

Мабуть, це досить загальна властивість земної кори. Певною мі-

рою співзвучною таким уявленням є нещодавно опублікована мо-

дель земної кори з антистратиформним характером розрізу

кристалічної основи [79]. Цей розріз подано двома системами

жорстких грудкуватих відокремленостей: верхньої граніто-

гнейсової і нижньої, очевидно, грануліто-базитової. Ці системи

розділяє новоутворений відносно них цілісний шар пластичних

порід, що за складом відповідають серпентинітовій частині офіо-

літового розрізу (див. рис. 27, б).