WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 17 |

Построенная таким образом модель “океанической коры” существенно отличалась от известной к тому времени модели континентальной коры значительно меньшей мощностью и отсутствием “гранитного “ слоя. В дальнейшем эти результаты как будто нашли подтверждение в резком возрастании (до 400·10-5 м·с-2) “насыпных” аномалий Буге над океаническими котловинами и “выявлении” особого типа знакопеременных полосовых аномалий магнитного поля, будто бы присущих только океанам.

Таблица IV.Обобщенные сейсмические модели твердой земной коры океанов Модель Рейта Модель Петерсона, Фокса и № и название Шрайбера слоя Скорость P- Мощность, Скорость p- Мощность, волн, км/с км волн, км/с км 1 - осадочный 1,5-3,0 0-1,0 1,7-2,0 0,2 - переходный 5,07 ± 0,63 1,71 ± 0,75 2A 2,5-3,8 0,5-1,2Б 4,0-6,0 0,5-1,3 - 6,89 ± 0,26 4,86 ± 1,42 3А 6,5-6,2 2,0-3,океанический 3Б 7,0-7,7 2,0-5,Верхняя ман- 8,13 ± 0,24 - 8,1 - тия Средняя тол- - 7,0 - 8,щина твердой коры Таблица IV.Обобщение сейсмической модели верхней литосферы Тихого океана Модель Косминской и Ка- Модель Мюро и Шеффлепустян ра № и название слоя Скорость P- Мощность, Скорость p- Мощность, волн, км/с км волн, км/с км 1 - осадочный 2,15 0,3 1,5-5,4 0-2,2 - переходный 5,15 1,2 5,0-7,0 0,5-1,(верхний базальтовый) 3 - океанический 6,8 2,0-3,5 6,2-7,0 1,0-4,(промежуточный) 4 - высокоскоро- 7,55 1,0-2,5 7,1-7,7 7,0-5,стной (низкий базальтовый) Верхняя мантия граница М1 8,15 5,0 7,9 граница М2 8,6 - - Примечание. В скобках даны названия слоев по А. Мюро и И. Шеффлеру.

Все это повлекло за собой радикальный пересмотр материалов континентальной геологии и геофизики и создание новых геотектонических концепций, способных объяснить вскрывшийся “феномен” в структуре каменной оболочки Земли континентов и океанов. Несмотря на совершенствование аппаратурных комплексов и повышение детальности сейсмических исследований, в 70-х годах принципиально новых данных в частности о мощности коры и структуре верхней мантии в океане, не было получено. Причина этого заключается в том, что длина годографов не только не увеличивалась, но и, наоборот, с введением в массовую эксплуатацию сейсмоакустических радиобуев и невзрывных источников возбуждения сейсмических колебаний (спаркеры, бумеры, пневмопушки) уменьшилась, что было обусловлено также ограниченностью дистанции взрыв— прибор дальностью УКВ-связи (до 25—50) км.

Однако, с 60-х годов стали появляться критические работы Г.

Ф. Афанасьева, в которых на основании данных геохимии и отчасти физики пород при высоких давлениях ставились под сомнение постулируемые сейсмикой различие в строении и составе коры под океанами и континентами. Впоследствии эти идеи были развиты А.

А. Прониным (1977), продемонстрировавшим на обширном фактическом материале широкую распространенность кислых пород и их дериватов на дне современных океанов. Принципы изоморфизма коры в континентальных и океанических областях развиваются также в работах В. В. Орленка, В.А. Соловьева, Н.К. Булина и др. В частности, Н.К. Булиным в 1979 г. на основании рассмотрения новейших данных ГСЗ выдвинуто предположение, что граница со скоростью 8,1 км/с в океанах не является подошвой коры. В качестве таковой он предложил рассматривать нижележащую границу (8,2—8,4 км/с), что должно было, по его мнению, уравнять мощности коры в океанах и на континентах. Истоки же представлений об одинаковой структуре коры в континентальной и океанической областях восходят к Э. Зюссу, и до 50-х годов нашего столетия они практически оставались незыблемыми.

Таким образом, проблема выделения различных типов коры не только не была решена, но и, наоборот, в свете поступающей новой геолого-геофизической информации приобретала все более острый дискуссионный характер, а от ее решения во многом зависели выбор перспективных направлений дальнейшего развития практической геологии и геофизики, крушение или утверждение современных геотектонических воззрений на эволюцию континентальных и океанических областей Земли (Резанов, 1987).

Как же возникли современные представления о “континентальном” и “океаническом” типах строения земной коры Как уже говорилось, впервые граница со скоростью прохождения сейсмических волн 8,1 км/с была выделена Мохоровичечем в 1909 г. по годографу первых вступлений от Загребского землетрясения на эпицентральном расстоянии 200 км, что соответствовало глубине проникания волны 50 км. В дальнейшем существование этой границы было подтверждено многочисленными измерениями на материалах отраженных, преломленных, обменных и поверхностных волн повсеместно в пределах континентальной суши (Буллен, 1978;

Гутенберг, 1963). При этом уверенная регистрация кровли сейсмической границы, характеризующейся скоростями 7,9-8,2 км/с и получившей название “границы М”, осуществлялась на протяженных системах наблюдения в интервале 170-200 км. Однако в первых океанических наблюдениях ГСЗ скорость 7,4-8,1 км/с чаще всего регистрировалась, начиная с расстояния 25-30 км (Юинг, Пресс, 1957;

Ewing, Ewing, 1959). В целом же системы наблюдения и годографы здесь, как правило, не превышали длины 35-70 км и редко продолжались за пределы этой базы (Зверев, 1970; Непрочнов, 1976; Юинг, Пресс, 1957), что было вызвано несовершенством первых аппаратурных комплексов, высоким уровнем шумов, мешающих дальней регистрации волн, малой мощностью и ограниченностью видимым горизонтом УКВ-передатчиков автономных сейсмоакустических радиобуев. Интерпретация велась исходя из предположения о регистрации в первых вступлениях головных волн часто по одиночным годографам, не обеспечивающим контроль за наклоном границ раздела.

В конце 50-х и начале 60-х годов благодаря работам А. С. Алексеева, Л. М. Бреховских, Б. Я. Гельчинского, Т. И. Облогиной и др.

было доказано, что в реальных средах с положительным градиентом скорости образуют не головные, идущие вдоль границы, а рефрагированные волны, проходящие под границу. Тем не менее годографы головных и рефрагированных волн сходны и начинаются в общей точке выхода критического луча.

Кажущиеся скорости в начальной точке для обоих типов волн определяются по идентичным формулам (Авербух А. Г., 1975). Поскольку глубина рефракции зависит от вертикального градиента скорости, интерпретация рефрагированной волны как головной ведет к существенным погрешностям в определении глубины залегания границ, в том числе и границы М, в сторону ее завышения, которая при глубине залегания границы в 10—12 км от уровня моря может быть фиктивно заглублена на 1—2 км. Кроме того при наличии сильных поглощающих слоев с отрицательным градиентом скорости, высоком уровне помех, большой дискретности пунктов возбуждения (5—9 км и более), допускающих возможность пропуска момента смены волн, слабой интенсивности самих исходных сигналов, проходящая через слой 8,1 км/c волна вследствии отрицательного градиента скорости испытывает отрицательную рефракцию в толще 6,5 км/с, отчего может не вернуться к поверхности наблюдения, рассеявшись на глубине. Однако при наличии положительного градиента в низкоскоростном слое 3 и отсутствии в нем промежуточных границ волна постепенно испытает рефракцию и вернется к поверхности наблюдения, но на значительном удалении от пункта возбуждения в закритической области. При этом будет наблюдаться протяженная (до 25 км) зона сейсмической тени, наличие которой создает видимость отсутствия границ ниже горизонта 7,6—8,1 км/с. Учитывая, что рефрагируемая в слое 3 волна подходит к границе слоя 2 под углом, близким к вертикали или полного внктреннего отражения, она будет значительно ослаблена за счет высокого коэффициента отражения на границе 3—2 (своеобразный подэкранный эффект).

Все сказанное, особенно при наблюдениях на коротких базах и со слабыми невзрывными источниками возбуждения, могло исключить всякую возможность регистрации волн от слоя 3, особенно при наличии в среде промежуточного высокоскоростного слоя. Лишь при отстреле длинных баз наблюдений с применением мощных взрывов волны могут пройти слой 3 и достигнуть очередной границы раздела со скоростью 8,2—8,4 км/с и регистрироваться на поверхности в первых вступлениях на дистанциях более 100 км от пункта взрыва (рис.) Исследования в 1975—1977 гг. на длинных профилях (200—км) с применением мощных взрывов, использование волн от землетрясений во многом убеждают нас в справедливости сделанного предложения.

Так, Е. А. Старшинова в 1976 г. на материалах ГСЗ юговосточнее Курильских островов установила, что скорость 8,1 км/с здесь регистрируется в тонком (около 2 км) слое, ниже которого до глубин 15—20 км скорость существенно понижается. Н. К. Булин приводит подробную сводку данных, свидетельствующих о широком распространении в разрезе океанических областей по крайней мере трех зон пониженных скоростей на глубинах от 2 до 15 км ниже дна. Например, в пределах Восточно-Тихоокеанской возвышенности (21 0 с. ш.) на глубине 2-4 км наблюдается чередование скоростей — 7,0—4,8—6,7 км/с; на Срединно-Атлантическом хребте — 5,4—3,2—6,3 км/с; на хребте Горда — 6,3—5,65—7,56 км/с. В Кокосовой котловине, по данным 40 профилей, установлен второй волновод — 6,8—6,5—8,0 км/с; в котловинах восточнее Тихоокеанского рифта под слоем 7,9—8,3 км/с мощностью 1,0—1,6 км обнаружен слой со скоростью 6,5 км/с.

Более того на всех известных базах наблюдения с длиной годографа, превышающей 100—150 км, на глубине 25—45 км обнаружена граница с кажущейся скоростью 8,2—8,4—8,6 км/с. В частности, в западной части глубоководной Черноморской впадины автор еще в 1966 году на судне “Академик Обручев” получил годограф длиной более 180 км, на котором скорость 8,2 км/с прослеживалась с дистанции 42 км, а скорость 8,4 км/с (глубина границы 49 км) — с дистанции 110 км. На годографах, полученных при участии автора в Японском море в 1964 г. и на Срединно-Атлантическом хребте в зоне разлома Атлантис, начало регистрации волны с кажущейся скоростью 9,0 км/с составило 43 и 47 км соответственно. В Тихом океане в котловине близ Курильских островов, по данным С. М. Зверева (Зверев М. С., 1970), скорость 8,8 км/с (глубина границы 40 км) регистрировалась, начиная со 100 км от пункта взрыва. Однако эти данные не привлекли первоначально особого внимания исследователей.

В целом увеличение базы до 150—200 км и более обеспечивает,как правило, регистрацию границы, залегающей на глубине 25—км, т.е. значительно глубже так называемой границы М. Аналогичные данные имеются по другим районам и для континентов, где под горизонтом М регистрируются границы со скоростями 8,2—8,4 км/с.

Такой разрез установлен в Южно-Каспийской впадине, западной части Средиземного моря, на Канадском щите в районе озера Верхнего, под Андами, под Рейнским грабеном, в предгорьях Судет, на Балтийском щите, под Японскими островами, Туранской плитой, Уралом, Памиром и т.д.

Таким образом, приведенные данные показывают, что регистрация волн с высокими кажущимися скоростями в океанических областях начинается над подводными возвышенностями на расстоянии 45-50 км от пункта взрыва, в котловинах — на 100—110 км, что соответствует глубине залегания преломляющих границ 12—1523— 50 км. Это подтверждается данными эксперимента (Long shot) с использованием записей волн от удаленных взрывов и землетрясений, согласно которым скорость 8,2—8,4 и даже 8,6 км/с в океанических областях обнаруживается на границах, расположенных на глубине 40—50 км. И хотя эти наблюдения еще не сопоставимы по детальности с сухопутными (они в значительной мере носят пока рекогносцировочный характер), тем не менее полученные данные указывают на стратифицированное строение перисферы глубже традиционной “границы” М в океанах.

Следовательно, для решения вопроса о различных типах коры необходимо было с самого начала вести сопоставления по годографам, длина которых была бы соизмерима как на континентальных, так и на океанических трассах. Первые же сравнения таких годографов стали свидетельством несостоятельности сложившихся представлений о двух типах коры - “континентальной” и “океанической”.

Регистрируемая в некоторых районах океанических котловин на глубине 4—6 км под уровнем дна граница со скоростью 7,6—8,1 км/с может соответствовать тонкому высокоскоростному слою метаморфических, интрузивных или магматических пород, имеющих ограниченное по площади распространение. Дискретные, подобно буровым скважинам, данные ГСЗ не дают основания к заключению о сплошном распространении этого слоя на обширных пространствах океанических котловин. Анализ спектрального состава волновых полей закритической части годографов показывает, что волны от границы М в первых вступлениях на многокилометровых трассах имеют двойной или более сложный спектр с максимумами 5—6 и 16—20 Гц. Подобная картина характерна для тонких (по отношению к длине волны) слоев (Авербух А. Г., 1975; Непрочнов Ю. П., 1976).

В связи с эим следует отметить тот немаловажный факт, что и на континентах довольно часто регистрируются высокие скорости рефрагированных, отраженных и преломленных волн от неглубоко расположенных интрузивных магматических и эвапоритовых комплексов, превышающие значения 7,2—8,2 км/с. Однако здесь никому не приходит мысль принимать такие сейсмические горизонты за подошву земной коры, залегающую ниже земной поверхности от сотен до нескольких тысяч метров.

Сейсмическая граница с преобладающими значениями скоростей 7,6—8,1 км/с, залегающая на глубине 3—6 км ниже дна и установленная в большинстве районов глубоководных котловин, в ряде случаев соответствует кровле маломощного (1—2 км) слоя и поэтому не может быть отождествлена с подошвой земной коры, аналогичной той, что регистрируется на глубине 35—40 км под континентальными блоками. В других случаях скорость определена ошибочно, т.е ее значение завышено вследствие неполноты системы наблюдения и недостаточной обеспеченности годографа. Поэтому в случае наличия в разрезе высокоскоростного слоя 7,2—8,1 км/с, подстилаемого толщей 6,5—6,7 км/с в закритической области, вследствие отрицательной рефракции возможно образование протяженной зоны тени (рис. 30). А при определенных соотношениях мощности и градиента скорости годограф от этого слоя будет вырождаться в точку или в лучшем случае иметь весьма непротяженный интервал слежения. Его легко можно пропустить при той большой дискретности наблюдения, которая была свойственна морским сейсмическим измерениям, когда расстояние между пунктами взрыва достигают 10— 20 км и более.

Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 17 |



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.