0700620_0CA3B_tyapkin_k_f_fizika_zemli

отримав середнє значення щільності 2,74 г/см3. Поряд із витриманістю середніх значень щільності порід фундаменту наведені цифри свідчать про більше поширення в кристалічній основі порід кислого і середнього складу, що мають меншу щільність, ніж породи основного й ультраосновного складу.

У разі побудови щільнісної моделі витриманість середніх значень щільності порід фундаменту на території платформ може бути основою для використання щільнісної межі фундамент — чохол. За різної глибини фундаменту на платформах ця межа може робити свій внесок у гравітаційне поле, що спостерігається. Проте водночас на щитах, де фактично фундамент виходить на поверхню, спостерігаються регіональні аномалії розмірами від декількох десятків до сотень кілометрів та інтенсивністю, що досягає декількох десятків мілігат.

За умов різкої мінливості щільності порід фундаменту й нерівномірної вивченості джерела такого роду аномалій не завжди очевидні навіть на хцитах, не говорячи вже про платформи загалом. Виходячи із значних горизонтальних розмірів аномалій, багато дослідників пов'язує їх із підійманням глибинних щііьнісних меж, зокрема межі М. Частина дослідників вважає, що яе блоки фундаменту з підвищеними середніми значеннями щільності. У межах Українського щита цю проблему детально вивчав Г.Я. Голіздра. Він розробив оригінальні методики вивчення і зображення на картах фактичних геологічних даних і даних вимірювань щільності на зразках із відслонень і свердловин [50]. Не зупинятимемось на них детально, але розглянемо деякі результати досліджень на прикладі Голованівської регіональної позитивної гравітаційної аноматії, що відповідає Голованівському блоку фундаменту.

На рис. 36 наведено карти складу порід і результати вивчення їхньої щітьності в районі Голованівської аномалії, позначеної двома умовними контурами: внутрішнім і зовнішнім. Внутрішній контур обмежує найвищі значення аномалій грвітацінного поля, зовнішній — найнижчі, а ділянка між ними відповідає середнім значенням аномалій гравітаційного поля.

З рис. 36 видно, шо ділянка з високими значеннями аномалій гравітаційного поля видаляється насиченою породами основного й ультраосновного складу, що мають максимальні значення щільності. У периферійних частинах аномалій максимально поширені граніти, що мають найнижчі значення щільності. За даними Г.Я. Голіздри, середньовиважені значення щільності порід у межах ділянки високих значень аномалій гравітаційного поля — 2,81, у межах середніх — 2,76, а в межах низьких — 2,65 г/смі, тобто

109

Рис. 36. Каріа-мозаїка складу порід (а) і карш щільності кристалічних порід (б) району 1 ато ванівської аномалії (Український щит):

/ — умовні контури І'оловаивської аномалії (внутрішній и зовнішній); 2-4 — зони впливу свердловин, що розкрили різні породи (2 — амфіболіти, габроіди, перидотити, 3 - чарнокіти, гнейси, піроксенові і гранатові мігматити, 4 — граніти); 5 — точки визначення щільності; 6 — контури вивчених ділянок; 7-10 - ділянки значень щільності порід, г/см3 (7 - 3,00, 8 - 3,00-2,80, 9 - 2,80-2,65, 10 - < 2,65)

практично спостерігається корелювання між рівнем гравітаційного поля і середньовиваженими значеннями щільності порід на поверхні фундаменту. Аналогічні закономірності, встановлені ним у межах інших регіональних позитивних гравітаційних аномалій на Українському щиті, дали йому змогу зробити важливий висновок про природу регіональних позитивних гравітаційних аномалій типу Голованівської. Одним із джерел регіональних гравітаційних аномалій, безумовно, є неоднорідності петрографічного складу порід, що починаються з поверхні фундаменту.

На жаль, результати описаного вище аналізу не дають прямої відповіді на запитання: як змінюється встановлена закономірність із глибиною? Це, в свою чергу, не дає змоги відповісти на запи-

110

тання: чи є неоднорідності, яке фіксуються на поверхні фундаменту, єдиним джерелом аномалій, що вивчаються, чи є додаткові глибинні джерела і яке співвідношення внесків цих джерел в аномалії, які спостерігаються? Відповіді на ці запитання, мабуть, можна отримати моделюванням гравітаційного поля, що проводиться в рамках якої-небудь тектонічної концепції.

Для вивчення джерел регіональних гравітаційних аномалій автор цієї праці свого часу виконав порівняння рівнів гравітаційного поля Українського щита за блоками першого порядку, утвореними діагональною системою розломів, і середньої щільності порід у межах цих блоків [75]. На рис. 37, а наведено схему гравітаційного поля Українського щита, а на рис.37, б — графік коре-

-лювання відхилень середніх значень гравітаційного поля блоків від середнього значення поля по щиту загалом АД# і різниць між середніми значеннями щільності кристалічних порід цих блоків і

середньої щільності порід кристалічної основи щита Дст. На рис. 37, б досить наочно видно близьке до лінійного корелювання між змінами значень гравітаційного поля і середньої щільності порід кристалічної основи по блоках. За даними дев'яти блоків, збіль-

шення значень ДД# на 10 мГал відповідає зростанню їхньої сере дньої щільності на 0,05 г/см3. Два блоки (VI і VIII) «випадають» з цієї закономірності. Вони представлені породами коросген-

ського комплексу, серед яких на поверхні фундаменту максимально поширені граніти-рапаківі зі щільністю порядку 2,60—2,61 г/см3. Практично це одне з найнижчих значень щільності порід щита. Для того щоб блоки, які розглядаються, задовольняли встановленій закономірності, вони повинні мати середню щільність нижчу за щільність гранітів-рапаківі. Зміст цього парадоксу буде розглянуто нижче.

Підбиваючи підсумки, підкреслимо встановлене вище корелювання між змінами гравітаційного поля і середньою щільністю порід кристалічної основи, що спостерігається як у межах блоків порід розмірами порядку 140 х 140 км, так і блоків другого порядку типу Голованівського (див. рис. 37, а — V). Більше того, І.Г. Клушин і Л.Є. Шустова [84] дещо іншим способом отримали аналогічну закономірність для Балтійського щита. Отже, під час конструювання щільнісних моделей земної кори потрібно враховувати, що у створенні регіональних гравітаційних аномалій значну роль відіграють неоднорідності петрографічного складу порід різних блоків, що починаються з поверхні фундаменту і, мабуть, продовжуються вглиб. Можливі закони зміни контрасту щільності між блоками з гли-

111

'•"ІІГІІ'І 3 —	. . 4 \ N 5	6 ЧіІ	7	<9
Рис. 37. Схема гравітаційного поля Українського щита (а) і графік			корелювання
величин ЛДг і До (6):

1—4 — ділянки з різними рівнями і-равітаційного поля (7 — високими, 2 — підьишегоши, 3 —

зниженими, 4 — низькими); 5 — межі блоків діагональної системи 1-Х]{V'	- Голованізськнй
блок другого порядку); 6 — умовна межа Українського щита; 7 — значення	і Дст, що відпо-
відають блокам І- XI, 8 — усередмовальна лінія

биною та роль інших факторів у формуванні регіональних аномалій буде розглянуто нижче.

Варто спеціально зупинитися на різниці в числових значеннях щільності порід окремих зразків і великих об'ємів гірських порід у верхній частині земної кори іп зіш. Всі описані вище закономірності грунтуються на числових значеннях щільності порід, виміряної на зразках. Під час відбирання зразків перевага віддавалась мінімально зміненим породам. Водночас, як уже підкреслювалось, земна кора пронизана системами розломів, багато з яких є зонами підвищеної шпаруватості. Зниження щільності порід у цих зонах досягає 0,1 г/см3 і більше.

Прикладом такої зони може бути Первомайський розлом, що розділяє зони переважного поширення чарнокітів на заході і сірих порфироподібних (кіровоградських) гранітів на сході. Його центральна частина представлена рожевими аплітоїдними гранітами й пов'язаними з ними мігматитами. На рис. 38, а наведено

112

а,г/см3

		-П	РГТ^П		ГГ'V Ч 1 _			жа>ш>
						VV>	; 5
Р>:с. Ж	Графіки змьга	Ап по одяш із ліній, шо перегинає Первомайський розлом,
ча В.І. Шаповалми, Є.		І. Симді'. Пі		"-V .<гн.-».гічк->іч>» (л • о>мрішіи структура меж
	блоків І різною шьіьніср •						тх.вчаіа>»нс.о іодя			(б~г):
! - чарнокіш; 2 - рожеві апліте гш п ані-и .						.дії >		дай	* гчпмтч; )	-	кірок» радгеью
;;орфироподібні граніти і ЗВ'ЯЗІІЬІ і ним і м.і V и п и							4 ,	н» * я>п і л»'*шні ч ними мігма-
г.аи; 5 -	аифі&шги і яібро-ам4		и»і	о	і	'>'-	Сю т ,	'	«>„ ч л у ; 7		зони роі>ииль
		не ця Я		іс>"ч		іи гь	п і*,-	ог

113

графіки зміни щільності порід і гравітаційного поля по одній із

.ліній, що перетикає Первомайський розлом, а також геологічний розріз по цій лінії. Графік зміни щільності отримано за результатами спеціально проведених досліджень по цій лінії. У прикладі, що розглядається, привертають увагу дві особливості: по-перше, межі зони розущільнення не збігаються з межами літологічних відмін порід; по-друге, зона розущільнення чітко не виявляється на фоні гравітаційного уступу, що відповідає Первомайському розлому.

Автор вивчив кілька десятків гравітаційних уступів, шо відповідають розломам, які розділяють блоки земної кори з різною се-

редньою щільністю. На рис. 38,	б — г наведено криві	і К^ над
такими розломами. За кривими	У^ чітко простежується	внутріш-

ня щільнісна структура розломів. Часто розломи мають просту структуру — між блоками, що дотикаються і мають ефективну щільність сті і а2 розміщується зона розущільнення ст^ст^сь (див. рис. 38, б). Частіше розломи представлені чергуванням зон менш щільних (ст_) і більш щільних (ст+). У цьому разі а <а,<а: і а!<а+<а2 (див. рис. 38, в). Залежно від рангів розломів ширина таких зон змінюється від часток кілометра до декількох десятків кілометрів. Зокрема, в межах Українського щита ширина деяких зон досягає 30—40 км (див. рис. 38, г).

Досвід досліджень автора цієї праці свідчить про надзвичайну порушеність земної кори, за якої на розломи лише однієї системи припадає не менш ніж 30 % площі. А оскільки в межах усіх відомих нам щитів виявлено від 4 до 8 систем розломів, то загальна площа їх перевищує площу непорушених частин земної кори. І хоча об'єми земної кори, зайняті розломами, не можна ідентифікувати з об'ємами розущітьнення земної кори (див. рис. 38, в, г), наявність розломів може змінити ефективну надлишкову щільність порід у верхній частині земної кори принаймні на декілька сотих часток грама на 1 см Отже, ця зміна повинна враховуватись під час складання щільнісної моделі земної кори.

Щільнісний розріз. Основним джерелом відомостей про щільнісний розріз земної кори і верхньої мантії є швидкісні розрізи, що отримуються в процесі проведення ГСЗ або сейсмологічних досліджень. Щоб перетворити швидкісний розріз на щільнісний, потрібно встановити взаємозв'язок між щільністю порід і Ш В И Д К І - СТЮ поширення в них пружних хвиль. Оскільки прямого функціонального зв'язку між цими величинами немає, то користуються статистичними залежностями між ними. Найчастіше взаємо-

114

••в'язок між тільністю порід а і швидкістю поширення в них

пружних хвиль Ур	вважають лінійним:
	ст = а + ЬУр .	(9)
Ця залежність	вперше була зведена М.М.	Пузирьовим і

Ф. Бе-рчем. Зокрема, Ф. Берч установив [253], що коефіцієнт а «лежить від величини середньої маси породи, шо змінюється в сновно.му в інтервалі 20,6—22,2, а коефіцієнт Ь — це константа, що виражає відношення Лет і АУр і визначається експериментально вимірюванням а і Ур ня зразках гірських порід.

Взаємозв'язок між щільністю порід і швидкістю поширення в них пружних хвиль вивчали багато вітчизняних і закордонних дослідників. Досить детальне узагальнення отриманих даних виконав С.С. Красовськяй [93]. Користуючись результатами цього \загальнення, наведемо деякі важливі особливості взаємозв'язку, ІДО розглядається.

1. З підвищенням тиску щільність порід так само, як і швидкість поширення в них пружних хвиль, збільшується, однак бігьшеїшя щільності порід у відсотковому відношенні менше, : іж. збільшення швидкості. Числові значення збільшення щільності порід -за однакових тисків наведені з табл. 8.

Підвищення температури спричинює деяке зменшення обох параметрів (а і У„). Так, у разі зростання температури до 100 °С щільність порім зменшується всього на 0,2—0,3 %. а швидкість поширення в них пружних хвиль — на 0,4—0,9 %.

2. На рис. 39 наведено кореляційну залежність а — ЛЖ/Р) ~ І Я

• і.'.них типів кристалічних порід консолідованої земної кори, складену С.С Красовським [93] за даними аналізу 2180 визначень за зразками гірських порід, відібраних різними дослідниками на території Європи, Азії, Північної Америки, Південної Африки і деяких островах Тихого океану. У цьому разі значення а взято за тиску 0,1 МПа, а Ур — за 400 МПа (Кюо)- Суцільною лінією на рис. 39 зображено лінійну залежність а = 0,7269 + 0,3209 Ур, а стгриховою — складітішу грудково-лінійну залежність АВСОЕР (ЕО),

Т а б л и ц я	8. Зміна щільності порід з підвищенням тиску
Тиск, МІІа		100	400	1000	1500
Кількість визначень, шт.		169	251	252	234
Середнє збільшення				0,0601	0,0732
щільності",	г/см3	0,0131	0,0397

* Середнє збільшення щільності порід дано відносно и значення при 0,1 МПа.

1 1 5

Рис. 39. Кореляційна залежність між щільністю порід і швидкістю поширення в них пружних хвиль:

І — еклогіти; 2 — перидотити; З - піроксеніти; 4 — габроїди, базальти; 5 — матеосновні; 6 — гаейси; 7 — сланці; Н — амфіболіти; 9 — грануліти; 10 — чарнокіти; 11 — лужні;

12 — діорити; 13 — гранодіорити; — граніти; 15 — туфи

яка у верхній частині розділяється на дві гілки. Одна з гілок (ЕР) відповідає ультраосновним породам, а друга (ЕО) — еклогітам.

3. Виходячи з доцільності визначення щільності порід за тих самих тисків (на тих самих глибинах), за яких визначено швидкість поширення пружних хвиль, і враховуючи витриманість значень коефіцієнта Ь в кореляційних зв'язках, що розглядаються, С.С. Красовський рекомендує обчислювати значення щільності порід за регресіями, коефіцієнти яких наведено в табл. 9.

У цьому разі він оцінює точність обчислення О] значеннями ±0,05 ... 0,10 г/см3. Виходячи з даних, наведених на рис. 39, ця оцінка явно завищена.

Наведені вище дані можна використати для вивчення речовинного складу і фізичного стану речовини глибинних зон земної

1 1 6

І її о її и м н '). К<м-фіцІ( >гік (К'іреі іТ п=]( У)
І II. К. МІ 1.1	400	1000	1500
)	0,7666	0,7212	0,6996
)	0,3209	0,3209	0,3209

м>І»и і иг|)хиі»оі мантії. Закономірності їхньої зміни є основою для комплексної інтерпретації гравітаційних і сейсмічних спостережень ч метою отримання вертикальних розрізів земної кори і верхньої мантії. Проте сподіватися на отримання за їх допомогою абіоіікшінх значень щільності з точністю, потрібною для скла-

вшим шільнісних розрізів, навряд чи можна. Назвемо, принайм-
ні, мін причини, що підтверджують це.
І	Дисперсія відомих значень ст і УР для різних порід (див.
рис	19) і с|тктично невідоме співвідношення їх у глибинних зонах

«гмної кори і верхньої мантії не дають змоги сподіватися на

отримання	інлчснь а загалом із похибкою, меншою за 0,1 г/см3.
? Як	і.і икічл іося вище, у верхній частині земної кори, про-

пившої системами розломів, щільність порід, які її складають, помітно відрізняється від числових значень щільності порід, отриманих визначенням на зразках. Є підстави очікувати справедливості цієї закономірності в глибинних частинах земної кори і верхній мантії.

За цих умов доцільно, не забуваючи про проблему вдосконалення описаних вище закономірностей, зосередити увагу на вивченні вертикальних градієнтів зміни щільності порід і їхнього взаємозв'язку з градієнтом зміни швидкості поширення пружних хвиль у межах земної кори і верхньої мантії. Переважне вивчення градієнтів зміни щільності порід з глибиною зумовлено, поперше, їхньою сталістю, і, по-друге, вони мають істотне значення в разі утворення вертикальних щііьнісних меж на межі блоків земної кори і верхньої мантії.

З цією метою можна скористатися пропозиціями В.Б. Бур'я-

нова,	В.В Гордієнко і Н.І. Павленкової для визначення				а	=
= /(V.)	[32, 141], прийнявши його у вигляді
		а г - а 0 = 6 ( К р г - - К?0),			(Ю)
де стг і	Ург	значення щільності і швидкості на глибинах			і,	що
визначаються		(за відповідних тисків); ст„ і У^,	- значення	щільно-
сті і швидкості на поверхні фундаменту; Ь			коефіцієнт	пропор-
ційності.

1 1 7

Продиференціювавши ліву і праву частини рівняння (10), дістанемо

=

(11)

ді ді

Раніше було встаношіено середнє значення вертикального градієнта наростання щільності земної кори в межах СхідноЄвропейської платформи — 0,01 г/см3 на 1 км заглиблення [75]. Рекомендованій нині тришаровій сейсмічній моделі земної кори [91] можна поставити у відповідність її тришарову щільнісну модель. Якщо прийняти за значення Ь величину 0,32, то, користуючись характеристиками сейсмічної моделі [91], з виразу (11) можна отримати градієнти наростання щільності в шарах цієї моделі: у першому шарі — 0,010—0,016, у другому — близькі до нуля, в третьому — 0,016—0,022 г/см3 на 1 км заглиблення.

Зазначимо попутно, що за формулою (10) можна визначити абсолютні значення щільності в глибинних частинах земної кори (за відповідних тисків). Формула зручна тим, що два її члени — ст0 і УР0 можна визначити експериментально, безпосередньо для району, що вивчається. У цьому разі, залежно від

вивченості,	за ст0 можна приймати середнє	значення щільності
на поверхні	фундаменту в межах блоків,	шо вивчаються, різ-

ного порядку, або середнє її значення по регіону загалом, і таким чином, деякою мірою враховувати особливості складу порід регіону, що вивчається.

Стосовно характеристики закону наростання щільності порід у верхній мантії зазначимо таке. К.Е.Буллен [28] наводить значення вертикального градієнта швидкості поширення поздовжніх хвиль у верхній мантії 8-Ю"4 г/(см3км). Мабуть, для оцінкових розрахунків гравітаційного ефекту це значення можна заокруглити до 0,001 г/(см3 км).

Вертикальна відокремленість і природа щільнісних неоднорідностей. У зв'язку з крихкістю земної кори будь-які зміни в потужності шарів, що її складають, відбуваються шляхом відносних зміщень блоків по розломах. За допомогою гравірозвідки здебільшого досить певно встановлюється просторове розміщення розломів, вздовж яких відбувалися субвертикальні зміїцення блоків земної кори. А про те, що напрямки зміщення дуже близькі до вертикальних, досить переконливо свідчать описані в п. 3.3 дані МТЗ.

Розглянемо роль вертикальних перемицень блоків земної кори по розломах в утворенні щільнісних меж. Розпочнемо з най-

118