Главная
Новости
Строительство
Ремонт
Дизайн и интерьер
Строительная теплофизика
Прочность сплавов
Основания и фундаменты
Осадочные породы
Прочность дорог
Минералогия глин
Краны башенные
Справочник токаря
Цементный бетон




13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017


13.07.2017





Яндекс.Метрика
         » » Неоднородности низов земной коры и верхней мантии

Неоднородности низов земной коры и верхней мантии

15.10.2017

В связи с изучением глубинного строения зоны БАМ было показано очевидное противоречие между гравиметрическими и сейсмическими данными, смысл которого в том, что глубинные геологические тела, реконструируемые по волновым характеристикам, не совпадают с геологическими телами, рисуемыми по гравиметрическим данным.
Так, например, в пределах Алданского щита и Становой складчатой области, по данным интерпретации регионального минимума силы тяжести, распространение низкоплотных преимущественно сиалическнх масс на глубину достигает 60—70 км. Это тело сечется сейсмическими границами на глубинах около 20 и 40 км, которые без существенных изменений их положения прослеживаются в Монголо-Охотскую складчатую область, имеющую иные гравитационные характеристики. Подобная ситуация наблюдается в других районах Дальнего Востока (северная часть Сихотэ-Алинской складчатой области; восточная окраина Буреинского массива и т. д.).
Среди геофизических методов наибольшую информацию о строении коры и мантии Земли дают сейсмические и гравиметрические методы. Другие методы для этих целей используются реже либо из-за их относительно малой глубинности (магнитометрия, радиометрия, электрометрия), либо из-за недостаточности этих данных или недостаточной разработанности вопросов интерпретации. В свою очередь, гравиметрическая изученность территорий существенно превосходит сейсмическую.
Поэтому большинство глубинных разрезов коры и верхов мантии построено на основе корреляционных зависимостей между гравиметрическими (аномалии Буге) и сейсмическими наблюдениями (ГСЗ), где сейсмические данные считаются опорными, т. е. более надежными.
Данные глубокого бурения, экспериментальной петрологии и петрофизики и т. д. показывают, что такие построения не всегда оправданы, особенно когда в выделяемые геофизические (сейсмические) слои вкладывается определенное геологическое содержание: гранитный, гранито-метаморфический, базальтовый слои и т. д. Основная причина установленных расхождений заключается в разной геологической информативности сейсмометрии и гравиметрии, связанной с физической сущностью и возможностями этих методов, неодинаковой в различных геологических ситуациях и для разного диапазона глубин.
Сейсмические методы характеризуются лучшей разрешающей способностью при изучении горизонтально-слоистых сред, а гравиметрические — сред с латеральными неоднородностями (например, блоковые структуры); сейсмические методы обладают большей чувствительностью к выделению границ, а гравиметрические — масс (объемов).
Исходя из такой специфики сейсмометрии и гравиметрии, можно полагать, что сейсмические методы геологически более эффективны при изучении осадочных чехлов платформ и крупных впадин, а гравиметрические — при изучении складчатых областей, щитов, срединных массивов. Преимущество сейсмометрии в первом случае практически доказано, в остальных указанных случаях ее достоинства проблематичны. Представляется проблематичной и установившаяся предпочтительность сейсмометрии при исследовании строения земной коры и верхов мантии, если в число исследуемых объектов включить латеральные неоднородности.
При изучении горизонтальной слоистости земной коры определение геологической природы как слоев, так и границ не только гипотетично, но и неоднозначно даже в рамках принятых гипотез. Далеко не однозначной является сравнительно простая процедура традиционного выделения «гранитного» и «базальтового» слоев, во-первых, из-за различной стратификации сейсмических разрезов земной коры, во-вторых, из-за широкого диапазона скоростных характеристик указанных слоев, в-третьих, из-за прерывистости и неодинаковой четкости сейсмических границ. Количество слоев в земной коре, выделяемых на континенте, меняется от одного до десяти и более. Значения пластовых скоростей в «гранитном» слое колеблются от 5,4 до 6,7 км/с, а в «базальтовом» — от 6,3 до 7,8 км/с.
Как уже отмечалось, геологическая природа сейсмических границ трактуется по-разному. Границы предполагаются горнопородные, структурные, метаморфические, фазовые, связанные с напряженным состоянием и др.
Специфика гравиметрии как индикатора масс с меньшей требовательностью к контрастности границ усиливает ее возможности в оценке реального горнопородного геологического строения недр. Гравитирующие массы более отвечают геологическому содержанию, так как в большей мере определяются составом пород, слагающих геологические тела, чем особенностями физического состояния вещества.
При изучении коры и мантии гравиметрическими и сейсмическими методами большинство исследователей используют корреляционные связи между плотностью и скоростью упругих волн. Методы определения этих параметров широко варьируют от лабораторных способов исследования образцов или параметрических измерений в скважинах до теоретических расчетов одного параметра по другому.
При допущении однородности рассматриваемого геологического вещества можно установить ряд особенностей в соотношениях плотности и скорости продольных волн на разных горизонтах земной коры и мантии.
В области низких значений параметров (Vр=1—4 км/с; а = 1,5—2,5*10в3 кг/м3, отвечающих осадочно-вулканогенным толщам или верхам земной коры, корреляция между скоростью и плотностью наиболее разноречива. Например, при плотности 2,0х10в3 кг/м3 скорость изменяется от 1 до 3 км/с, т. е. в 3 раза. Скорее всего это связано с тем, что скорость и плотность одних и тех же пород изменяются неодинаково до глубин 5—7 км, где они стабилизируют свои значения вследствие закрытия пор под влиянием литостатического давления около 10в8 Па.
Для интервала значения Vp = 4,5—7,5 км/с и о = 2,6—3,0*10в3 кг/м3, соответствующих средним и глубоким горизонтам земной коры, кривые, показывающие соотношения между скоростью и плотностью при атмосферном давлении и давлениях 4—10*10в8 Па, имеют существенно отличные угловые коэффициенты. В этом же диапазоне глубин устанавливаются наибольшие различия в отношениях о и Vp для районов с океаническим и континентальным типом коры, а также для районов с горным рельефом и равнин. Например, при скорости 6 км/с значения плотности изменяются от 2,6 до 2,95*10в3 кг/м3, являясь минимальными под горными сооружениями континентов и максимальными — в океанических областях.
При увеличении скорости упругих волн более 8 км/с (уровень верхней мантии) сопоставление ее значений со значениями плотности становится малообоснованными, так как использование экстраполированных значений о по Vp может привести к получению таких высоких значений плотности (3,8—3,9*10в3 кг/м3), которые не допускаются для верхов мантии. Скорость упругих волн является менее устойчивым параметром, чем плотность: величина скорости при постоянной плотности на разных глубинах изменяется от 15 до 30 %, а вариации величины плотности при постоянной скорости на тех же горизонтах составляют только 8—17 %. По-видимому, это связано с тем, что упругие свойства пород более чувствительны к изменению температуры и давления, чем плотностные.
Обычно строится плотностной разрез коры путем перевода измеренных при сейсмических исследованиях значений скорости в расчетное значение плотности для каждого горизонта (блока) земной коры. Размещение плотностных неоднородностей здесь ограничивается только земной корой и не переходит границу М.
Недоучет плотностных неоднородностей верхней мантии приводит к построению плотностных моделей земной коры, не подтверждаемых действительными значениями плотности пород на поверхности и в скважинах. He отрицая процедуру подбора плотностного разреза по скоростному как метод исследования глубин, можно поставить под сомнение обязательность совпадения расчетной и наблюденной кривых силы тяжести. Необходимо обращать внимание на несовпадение таких кривых как на возможный источник новых сведений о глубинном строении.
Таким образом, можно думать, что сейсмические методы, считающиеся обычно наиболее точным инструментом определения геологической структуры глубин Земли, входят в противоречие с гравиметрическими данными, которые тоже бесспорно отражают распределение глубинных масс, т. е. геологические тела и структуры.
Пример Алданского щита и некоторые соображения дают право предполагать, что на больших глубинах, возможно достигающих верхней и даже нижней мантии, плотностные тела не обязательно соответствуют скоростным слоям, порождая так называемые «неоднородности», и что глубинная классическая симметрично-сферическая модель Земли, функционально выводимая из волновых характеристик в предположении однородности геологического вещества, может периодически осложняться плотностными неоднородностями нерегулярного характера. He исключено, что геологическая структура больших глубин вообще очень сложна и нерегулярна, и она не только отражает, но и может обусловливать непрерывную дифференциацию вещества внутри Земли.
Оценивая геологическую информативность сейсмических методов, можно говорить о трех ее ступенях.
Первая ступень — сравнительно небольшие глубины (до десяти и реже более километров) во впадинах, заполненных осадочными толщами. Здесь, как показывает опыт сейсморазведки в Прикаспийской впадине, Западно-Сибирской низменности и других нефтеносных областях, отражающие границы и слои с разными скоростями прохождения упругих волн настолько точно соответствуют геологическим границам, что на них ориентируются при поисках нефти и газа и уточнении строения вмещающих их структурных форм.
Вторая ступень — кристаллический фундамент или другие образования, близко соответствующие этому понятию (щиты, метаморфические комплексы и т. д.), охватывающие, вероятно, всю земную кору. Это — сфера, где мы можем сопоставлять гравиметрические данные с сейсмологическими; они часто входят друг с другом в противоречие, и сейсмический метод становится менее информативным в структурно-геологическом отношении.
Третья ступень — подкоровые пространства земных глубин, куда не распространяются возможности объемных гравиметрических расчетов, необходимых для целей региональной геологии, и охватывающие, вероятно, все пространство мантии. Здесь сейсмический метод является единственным дающим информацию о структуре Земли и, следовательно, единственным, на который можно пока положиться.
Из сказанного следует, что наряду с имеющей сейсмологическую природу сферически-симметрической структурой Земли может существовать иная, более близкая к горнопородной специализации, ее нерегулярная (блоковая, мозаичная) неоднородная в плотностном отношении структура. В ней внеземные влияния могут постоянно нарушать гравитационное равновесие, которое затем будет стремиться к восстановлению гравитационным полем Земли. Этот процесс наряду с другими может служить генератором внутриземного тепла и обусловливать тектонические формы разного знака, разного порядка размеров и разной скорости формирования. Эта тектоногенная нерегулярная структура Земли, сосуществующая со сферически-концентрической ее структурой, может снизу ограничиваться некоторой поверхностью выравнивания, об уровне которой нельзя пока даже догадываться: возможно, что он достигает подошвы нижней мантии. «Блоки», ограниченные снизу столь глубокой поверхностью, по соразмерности могли бы соответствовать крупнейшим структурным элементам поверхности Земли — континентам и океанам и могли бы совершать «дрейф» на базе жидкой зоны Е. Меньшие глубины и меньшие объемы «блоков» могут быть связаны с поверхностными структурами меньших размеров (платформы, геосинклинальные области и системы, глубинные разломы, области активизации, окраинные моря и т. д.) и влиять на их движения, перемещения и развитие. He исключено, что особенности сложных структурных сочетаний глубинных геологических тел сейсмологической и плотностной природы будут освещены при дальнейших исследованиях собственных колебаний Земли, связанных с сопряженными изменениями сейсмологических и гравитационных полей и позволяющие изучать различные по глубине участки земных недр.