WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |   ...   | 17 |

Кроме того, при наблюдениях на коротких базах, не превышающих обычно 30—50 км, и со слабыми невзрывными источниками (особенно при работах с радиобуями) вследствие отражения и рассеивания от подошвы высокоскоростного слоя рефрагированные и отраженные волны от низкоскоростного слоя вообще регистрироваться не будут. Это подтверждают многочисленные примеры сильного затухания волн на дистанциях свыше 30—60 км в океанах. Не исключено, что именно такая модель среды при отмеченных условиях наблюдения послужила причиной появления “океанических” разрезов земной коры.

Для проверки этого предположения нами был проанализирован сейсмический материал по 268 годографам преломленных волн, полученных на всех крупнейших морфоструктурах дна океана за период 1950—1978 гг. и положенных в основу построения современной сейсмической модели “океанической” коры (Орленок, 1985). Анализ показал, что 60% годографов имеет длину 5—20 км, 30% — 20—км, 8% — 50—100 км и лишь 2% — 100—180 км. Таким образом, более 98% всех наблюдений, согласно расчетам по формуле Гертглотца-Вихерта, обеспечивают глубину исследований не более 5—км, что исключает удовлетворительное решение вопроса о сейсмической структуре океанических областей на глубину, соизмеримую с известной мощностью континентальной коры, составляющей в среднем 33—40 км. Как видно из графика (рис. 31), в градиентных средах рефрагированные от границ на такой глубине волны придут в первых вступлениях в океанах на дистанции 130—145 км от пункта взрыва. В связи с этим уместно отметить, что на континентах подошва коры обычно регистрируется на протяженных базах наблюдения, превышающих 180—200 км. Полученный вывод полностью согласуется с выявленной по данным непосредственных измерений зависимостью между глубиной сейсмических зондирований и длиной годографа. Таким образом, для однозначного решения вопроса о мощности коры необходимо было с самого начала вести сравнение морских сейсмических разрезов с континентальными на одинаковых и достаточно протяженных базах наблюдения и, во всяком случае, не меньших, чем 180—200 км. Однако отработка подобных систем наблюдения в океане вплоть до 1976 г. практически не производилась, и особенности сейсмической структуры верхов разреза, по существу, распространяется априори на значительные глубины и пространства.

Продолжая статистический анализ мировых данных, мы установили, что 75% всех годографов - одиночные, 85% встречных и одиночных годографов волны, относимой к подошве коры (скорость 7,6—8,2 км/с), построены по 1—3 точкам, 12 % — по 4—7 точкам и 3% — по 10—20 точкам. Отсюда следует, что 85—87 % всех наблюдений “подошвы океанической коры” имеют очень низкую точность измерения скоростей, при которых возможны вариации скоростей от 4 до 9 км/с. В связи с этим необходимо отметить, что в 25,7 % случаев к границе М был отнесен слой со скоростью 7,0—7,8 км/с, а в % — скорость в последнем слое достигала всего лишь 5,4—6,5 км/с.

И хотя в таких случаях глубже исследования не проводились, скорость в нижележащей среде определялась “теоретически” исходя из модели Рейта (табл. IV.1). Только на 41 из 268 годографов была обнаружена граница со скоростью порядка 8,0 км/с. При этом лишь из них имеют длину более 100 км, 12 являются одиночными. Таким образом, и из этих данных следует, что только 12—15 % всех годографов дали скорость порядка 8,0 км/с, которая к тому же может быть отнесена к кровле промежуточного тонкого слоя.

Сейсмическая модель перисферы Приведенные данные заставляют с известной осторожностью относиться к морским сейсмическим определениям структуры коры ниже слоя со скоростью 6,2—6,5 км/с, т.е. глубже 5—10 км от уровня дна.

Повсеместно встречаемый в океанах поверхностный плащ сравнительно одновозрастных (кайнозойских) базальтовых пород является кровлей тонкого (около 1—2 км) осадочно-вулканогенного слоя, ниже которого должна залегать обычно гранитнометаморфическая кора, аналогичная фундаменту континентов. По кровле и в верхах этой коры вполне могут регистрироваться высокие значения скоростей 6,1—6,8 км/с, обычно наблюдаемые в океанах на глубинах 2—3 км от уровня дна. Как это ни парадоксально, но сухопутная сейсморазведка по существу лишь только в последние годы приступила к изучению скоростной структуры кристаллического фундамента. Скорости 6,4—6,8 и даже 7,0—7,2 км/с известны на Балтийской синеклизе, Украинском щите (Коростеньский плутон), Карельском участке Скандинавского щита и в других континентальных областях. Эти скорости получены либо непосредственно на границе фундамента, либо на глубине 1—5 км от его поверхности. Объем исследований верхов разреза фундамента океанических платформ, выполненных на коротких профилях, оказался несравнимо большим, чем на континентах. Отсюда и могло создаться представление о специфичности сейсмической структуры коры океанов, хотя из приведенного ниже статистического обзора видно, что на платформах и щитах континентов высокие значения скоростей фиксируются на тех же глубинах и под толщей осадков, мощность которых аналогична океаническим.

И действительно, по данным И. С. Вольвовского, к 1972 г. было выполнено 230 тыс. км профилей ГСЗ, причем 3/4 из них приходится на океаны, а остальные — на платформенные территории суши, перспективные в нефтегазоносном отношении.

При сравнении значений скоростей преломленных (рефрагированных) волн в породах фундамента континентов и в так называемом “третьем” или “океаническом” слое океанов сколько-нибудь принципиальных различий не удалось обнаружить (рис. 32). И в том и в другом случае наблюдаются два одинаковых максимума скоростей в интервале 6,1—6,2 и 6,5 км/с. Это еще раз подтверждает, что распространенное мнение об уникальности сейсмической структуры коры океанов не соответствует фактическим материалам. Подобие же гистограмм скоростей свидетельствует о сходстве физических свойств пород, слагающих верхи кристаллического фундамента континентальных и океанических платформ. И этот факт не может быть случайным.

При решении вопроса о составе пород, слагающих фундамент океанов, определенную помощь могут оказать данные бурения на континентальных платформах. Например, исследования кернов пород, слагающих фундамент Русской платформы, вскрытых скважинами, позволяют выделить три группы пород. Это граниты различного состава, характеризующиеся средней скоростью (с) 6,км/с и плотностью () 2,58—2,69 г/см3, генйсы, чарнокиты и анортозиты (с=6,15 км/с, =2,7—2,8 г/см3) и породы основного состава группы габбро (габбро-диориты, габбро-нориты, габбро-норитолабрадориты и др.), имеющие скорость 6,5 км/с и плотность более 2,8 г/см3. Приведенные данные по платформе согласуются с геологической обстановкой на Украинском щите (Коростеньский плутон).

Здесь также отмечается хорошая дифференцированность пород по плотности: гранито-гнейсы, мигматиты, рапакиви — 2,6—2,7 г/см3;

анортозиты, габбро-анорозиты — 2,85—2,87 г/см3; габбро-нориты — 2,9—2,92 г/см3. Высокоплотные комплексы габбро-норитов представляют собой линзу мощностью от 2 до 4 км.

Аналогичная картина получена автором в Балтийской синеклизе (Орленок, Феськов, 1978). Здесь над изометричными в плане площадями выхода на поверхность фундамента высокоскоростных пород (с=6,4—6,6 км/с) регистрируются мощные магнитные (Z=600—900 нТ) и гравитационные (gБ=2—610-5 мс-2 ) аномалии, размеры которых совпадают с размерами высокоскоростных зон. И наоборот, площадям низкоскоростных пород (6,0 км/с) соответсвую слабоаномальные поля Z и g.

Из вышесказанного можно заключить, что наблюдаемая на поверхности океанического фундамента мозаика скоростей, равно как и аномалий гравитационного и магнитного полей, отражает ту же гетерогенность его строения, что и пород щитов и платформ континентов.

Таким образом, скорости 5,9—6,2 км/с в фундаментах океанических платформ, как и на суше, скорее всего соответствуют основному массиву пород гранито-гнейсового состава: 6,4—6,8 км/с - пластам и интрузиям основных пород (габбро, базальтов): 7,2—7,4 км/с — интрузиям и плутонам ультраосновных (перидотитам).

Сегодня никому не приходит мысль относить кору опущенных на глубину 2—4 км платформенных областей суши (в том числе и синеклиз) к океаническому типу строения. Но ведь примерно на ту же глубину опущено большинство океанических котловин (средняя глубина океана 3,8 км). Разница, видимо, заключается лишь в темпах погружения. Если континентальные платформы погружались на эту глубину на протяжении всего фанерозоя и в конце его оказались полностью выполнены осадками, то океанические платформы испытали примерно такое же погружение в значительно более короткий срок — с позднего мела доныне (Орленок, 1980). Отсюда трудно предположить, что за столь короткий срок континентальная кора океанических платформ претерпела на 2/3 поверхности Земли столь глубокие преобразования (вплоть до полной переработки 30—40 км толщи гранито-метаморфической коры) без того, чтобы это не нашло отражения в солевом, температурном и газовом режимах гидросферы и атмосферы планеты, а вместе с ними и в эволюции органического мира Земли. Однако никаких тектонических и экологических катастроф в кайнозойской истории Земли до сих пор установить не удалось.

Глава V Петрофизика дна океана §1. Уравнение состояния осадочного вещества Изучению литологии, стратиграфии и геохимии океанских осадков посвящено большое количество работ. Это традиционное направление исследований базировалось с самого начала на прочном фундаменте континентальной геологии. Однако морские осадки — это также и физический объект, состояние которого может быть количественно охарактеризовано посредством ряда параметров. Эти параметры отражают разнообразные физические свойства осадков и их изучение имеет большое теоретическое и практическое значение.

При этом наибольший интерес представляют те характеристики, которые несут информацию о процессах консолидации осадочного вещества, диагенеза и катагенеза, влияют на распространение подводного звука, сейсмических волн, различные инженерные свойства морского дна. Отражая объективное состояние вещества в различных термодинамических условиях, физические характеристики маркируют также важнейшие аспекты начального этапа седиментогенеза (Орленок, 1984).

В общем случае состояние осадочного вещества является функцией многих переменных — параметров состояния, которые совместно определяют все особенности физических свойств. К важнейшим из них относятся: давление — P, температура — T, глубина залегания z и географическое положение x, y, вещественный состав, макроструктура — А, возраст — t, внешние поля — E, другие неучтенные факторы — N. Это можно выразить общим уравнением состояния:

U = F(P,T, x, y, z,t, A, E,, N ), (V.1) т.е. состояние вещества полностью определяется совокупностью физических характеристик системы в данный момент времени t.

В общем плане физические свойства системы зависят от бесчисленного множества параметров, но в каждом конкретном случае всегда можно выделить ограниченное число параметров, которые будут оказывать определяющее влияние на величину U. В простейшем случае физические свойства вещества могут быть функцией одного параметра, например, вещественного состава:

U1 = F1 (V.2) ( ) Легко видеть, что любое приращение свойства обусловлено изменением (приращением) параметра d, т.е.

dU1 = c1d (V.3) откуда dUc1 = (V.4) d Увеличение числа параметров позволяет сколько угодно близко подойти к реальному физическому описанию среды:

U2 = F2 ( ;t);dU2 = c1d + c2dt (V.5) dU2 d dt = const;c2 = dtdt = const dUc1 = (V.6) Из уравнения V.1 следует, что наилучшие приближения к реальным средам будут давать зависимости, в которых задействовано наибольшее число параметров состояния.

Таким образом, физические свойства вещества складываются из отдельных параметров, т.е. соответствуют принципу аддитивности. Изменение состояния осадочного вещества всегда сопровождается изменением всех или части его физических свойств и наоборот.

Совместное изучение комплекса физических характеристик и вещественного состава пород в их пространственной и временной изменчивости определяет предмет и задачу морских петрофизических исследований.

Нами было показано (Орленок, 1984), что дифференциация физических свойств морских осадков будет наиболее выразительна, если за основу классификации брать вещественно-генетический тип осадков и степень их диагенетических преобразований. Поэтому для петрофизических исследований и анализа буровых материалов были выбраны поверхностный 0—10 м и глубинный 10—100 м осадочные горизонты, которые заведомо не подвержены еще диагенезу и горизонт 200—1000 и более метров, где процессы диа- и катагенеза весьма действенны.

Наши представления о петрофизике осадочных отложений океана долгое время ограничивались разделением их по скоростям сейсмических волн на три слоя — рыхлый, полуконсолидированный и консолидированный. Законченной целостной картины петрофизической структуры осадков океана до недавнего времени не было.

Первые исследования физических свойств в образцах морских осадочных пород океана были начаты американскими океанологамив 1954–1957 гг. (Laughton, 1954; Hamilton, 1956; Sutton et. al., 1957; Horn et. al., 1957). Значительную роль в дальнейшем развитии этих работ сыграли исследования Берча (Birch, 1958), изучавшем распространение сейсмических волн в образцах горных пород при различных давлениях. В нашей стране измерения скорости звука в морских осадках впервые были проведены в 1959 г. Ю. П. Непрочновым и Г. Б. Удинцевым. Впоследствии детальные исследования скорости звука и плотности грунтов в зависимости от их пористости, влажности и гранулометрии были выполнены Шамвеем (Shamway, 1960), К. Лоутоном и др. (Laughton et al., 1969), Е. А. Гамильтоном (Hamilton, 1970), В. В. Орленком и др. (Орленок и др., 1973).

В 70-х годах в связи с начавшимся глубоководным бурением “Гломар Челенджер” петрофизические исследования были распространены на всю вскрытую осадочную толщу и фундамент. Кроме упругих свойств изучаются характеристики намагниченности, содержание минералов, температура, вещественный состав, гранулометрия и др. (Андерсон, 1977; Смит, 1977; Ewing, 1972; Hydman, 1977; Kirpatrick, 1978; Deep Sea Drilling Project, 1970—1982; Орленок, Ильин, Шурко, 1980).

Отличительной особенностью этих работ явилось изучение глубинной изменчивости различных петрофизических характеристик и выявление корреляционных связей между ними. Получаемые при этом результаты сравнивались в первую очередь с параметрами наблюдаемых геофизических полей и использовались в их интерпретации.

Pages:     | 1 |   ...   | 9 | 10 || 12 | 13 |   ...   | 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.