2.1 Земная кора материкового типа

По модели, предложенной Уорзеллом и Шербетом в 1965, средняя мощность земной коры материкового типа 35 км. По скорости распространения упругих волн в ней выделяют три слоя:

осадочный (скорости менее 5 км/с, мощность от нескольких сотен метров до 2 км);

гранитный (скорости около 6 км/с, мощность 15 – 17 км) и

базальтовый (скорости 6,5 – 7,2 км/с, мощность 17 – 20 км).

Отличительным слоем материковой коры является гранитный с плотностью вещества 2,7 г/см3.

В геофизических работах обычно подчеркивается условность названий слоев «гранитный» и «базальтовый». Гранитный слой не обязательно состоит только из гранитов. Скорости прохождения упругих волн через него указывают лишь на то, что он состоит из пород, аналогичных по плотности гранитам, – гнейсов, гранодиоритов, кварцитов и некоторых других плотных кристаллических пород (магматических и метаморфических), объединяемых обычно под названием «кислые» породы вследствие значительного содержания в них (более 60%) кремнекислоты.

Скорость сейсмических волн в базальтовом слое свидетельствует о том, что он сложен породами, имеющими плотность 3,0 г/см3. Эта плотность соответствует базальтам, а также другим основным породам (габбро и др..), которые отличаются пониженным содержанием кремнезема (менее 50%) и повышенным – окислов различных металлов.

Рис. 6 Схема строения континентальной коры, слои: 1 – осадочный, 2 – гранитно-метаморфический, 3 – гранулито-базитовый, 4 – перидотиты верхней мантии.

II – океаническая кора, слои: 1 – осадочный, 2 – базальтовых подушечных лав, 3 – комплекса параллельных даек, 4 – габбро, 5 – перидотиты верхней мантии. М – граница Мохоровичича [7]

Материковая кора широко представлена в пределах морей и океанов. Она слагает шельф, материковый склон, характерна для материкового подножия. В среднем нижняя граница ее распространения проходит примерно в пределах изобат 2 – 3,5 км, но местами отклонения от этой глубины весьма велики. Так, у подводной окраины Североамериканского материка в Атлантическом океане граница материковой коры находится на глубине более 4 км, а в Черном море – порядка 1800 м.[1] [3]

2.2 Океанический и рифтогенальный типы земной коры

По материалам бурения и сейсмическим данным земная кора океанического типа в общем виде характеризуется следующим строением. В настоящее время выделяют 4 слоя которые резко различаются по скорости продольных волн. Верхний (1) слой – осадочная толща(рыхлые отложения), мощность 0,5 км , сейсмическая скорость которой 1,5-2 км/с. Ниже прослеживается второй (2) слой(вулканогенный базальтовый) V= 2,1-6 км/с- средняя 5 км/с. Бурением установлено что верх этого слоя (2А) во всех скважинах сложен подушечными лавами - толеитовыми базальтами, являющиеся фундаментом для осадков. При сейсмопрофилировании его называют слой B. Еще ниже в слое 2Б (V=4,6 км/с) залегают габброиды. Драгирование естественных отложений на дне показало, что верхняя часть слоя 2 сложена, как было выше сказано, шаровыми лавами и лавобрекчиями (2А), нижняя - базальтами с многочисленными дайками и силами долеритов. Далее залегает сейсмический слой 3 – «океанский» V=6,4-7,4 км/с мощностью 4,7 км. Он состоит в основном из ультраосновных пород. Слой 4 – мантия со скоростями распространения 8-8,2 км/с, в которой преобладают ультраосновные и метаморфические породы .

Рис.7 Разрез океанской коры с указанием предполагаемых геофизических слоев. Приблизительные мощности даны по сейсмическим данным. Состав магматических пород выявлен в основном по образцам, драгированным в зонах разломов, и путем сравнения с офиолитовыми сериями. Последовательность метаморфизма определяется взаимодействием между изверженными породами и морской водой.[3]

Под срединно-океаническими хребтами земная кора настолько специфична по строению, что ее следует выделить в качестве особого типа. Под срединным хребтом Атлантического океана выделяется довольно тонкий и непостоянный по простиранию слой рыхлых осадков, залегающий главным образом в понижениях между гребнями и грядами срединного хребта. Ниже следует слой со скоростями упругих продольных волн 4,5 – 5,8 км/с. Мощность его очень изменчива – от нескольких сотен метров до 3 км. Под ним залегают породы повышенной плотности со скоростями продольных волн 7,2 – 7,8 км/с, т. е. значительно большими, чем в базальтовом слое, но меньшими, чем на границе Мохоровичича. Последняя практически здесь не выделяется. Складывается впечатление, что под срединными хребтами земная кора не имеет четко выраженной нижней границы и в целом образована более плотным веществом, чем базальтовый слой океанической коры.

Высказывается предположение, что земную кору под срединными хребтами слагают видоизмененные разуплотненные породы верхней мантии, которые здесь как бы частично замещают базальтовый слой. Полагают, что гребни срединных хребтов представляют собой зоны развития рифтовых структур, образующихся в результате нарушений земной коры под мощным давлением восходящих потоков вещества из верхней мантии. Бурение в областях гребней срединных хребтов показало, что здесь распространены и базальты, и ультраосновные серпентинизированные породы, слагающие верхнюю мантию. Таким образом, повышенная плотность нижнего слоя может быть объяснена смешением материала базальтового слоя и верхней мантии. Описанные свойства характеризуют глубинное строение срединных хребтов и их гребневой части. По мере удаления от нее крылья или фланги хребта постепенно утрачивают эти свойства, происходит постепенный переход к типичной океанической коре.

В последнее время на фоне возрастающей популярности гипотезы «новой глобальной тектоники» намечается тенденция к пересмотру взглядов на происхождение и состав океанической земной коры, к поискам ее генетической связи с процессами, происходящими в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов. По этим представлениям, океаническая кора имеет не базальтовый, а серпентинитовый состав и формируется в рифтовых зонах срединно-океанических хребтов постепенно, в ходе расползания плит литосферы в обе стороны от рифтовой зоны, распространяясь на все пространство ложа океана. Безоговорочному признанию этих представлений препятствуют некоторые довольно веские данные. В частности, трудно объяснить, почему слой с повышенной плотностью (7,2 – 7,8 км/с) не имеет сплошного распространения в пределах ложа океана, а встречается лишь в рифтовых зонах срединных хребтов и под некоторыми (но не срединными) поднятиями дна, если в формировании океанической коры участвуют главным образом продукты серпентинизации ультраосновных пород.[1] [3]

Глава 3. Краткая история развития морской сейсморазведки

Сейсмические методы вот уже более полувека являются главным и основным источником информации о глубинном строении земной коры морей и океанов.

Круг задач, которые стояли перед геофизиками в течение этого периода, постоянно менялся. Первые работы были направлены на изучение континентальных платформенных и осадочных структур в их океаническом продолжении. В дальнейшем, после установления существенной разницы в строении земной коры океанов и материков, сейсмические работы были направлены на установление различных типов океанической коры и выяснение связей между ее глубинной структурой и формой рельефа дна.

Первые сейсмические исследования были начаты в середине 30-х годов под руководством Мориса Юинга (США) и ограничивались вначале мелководными участками атлантического шельфа и материкового склона к востоку от побережья Северной Америки. В 1938 году аналогичные эксперименты под руководством Е. Булларда (Англия) были поставлены по другую сторону океана в проливе Ла-Манш. Работы были организованы Отделением геодезии и геофизики Кембриджского университета. В обоих случаях использовалась обычная наземная техника сейсмической разведки с той лишь разницей, что сейсмографы предварительно герметизировались, а затем укладывались на дно. Полученные результаты позволили проследить строение и рельеф коренных пород, прикрытых чехлом более молодых осадочных отложений. Одновременно эти работы показали принципиальную возможность проведения сейсмических исследований в глубоководных участках дна океана, что в значительной степени заинтересовало многих геологов.

Начавшаяся в 1939 году вторая мировая война прервала дальнейшее развитие морских сейсмических работ.

Начиная с 1946 года сейсмические исследования морского дна были возобновлены. За рубежом измерения мощности осадочной толщи и строения земной коры вплоть до 1960 года производились главным образом двумя группами исследователей - университета в Вудс-Холле и Скриппсовского института (США), с одной стороны, и учеными факультета геодезии и картографии Кембриджского университета (Англия) - с другой. Настоящий прогресс в этих работах начался после того, как нефтяными компаниями США были обнаружены колоссальные месторождения нефти и газа под шельфом Мексиканского залива в штате Техас. После этого правительства многих стран, главным образом Атлантического побережья, выделили большие ассигнования, направленные на развитие сейсмических исследований вблизи национальных берегов. Однако следует отметить, что еще к 1950 году геологическое строение дна океана практически не было известно.

Основной объем сейсмических исследований в Мировом океане был проведен советскими, американскими и английскими учеными. При этом наиболее подробному изучению подверглись подводные окраины материков и прилегающие к ним участки глубоководных котловин, отдельные участки рифтовых хребтов, глубоководные желоба и все наиболее значительные структуры океанического дна. Работы проводились в основном методом преломленных волн (МПВ). Огромное количество измерений методом отраженных волн (МОВ) было выполнено американскими нефтяными компаниями в Мексиканском заливе и в окрестностях острова Тринидад.

В период проведения международного геофизического года (МГГ) Ламонтская геофизическая обсерватория Колумбийского университета и океанографический институт в Вудс-Холле (США) развернули широкую программу морских сейсмических исследований в южной части Атлантического океана, в Карибском море и возле южного побережья Африки. В Индийском и Тихом океанах сейсмические работы велись в основном американскими и советскими кораблями. В 1963 году под руководством К. Эмери в США была начата пятилетняя программа комплексного геолого-геофизического исследования структуры Атлантической подводной окраины материка Северной Америки.

После принятия в 1963 году в Беркли предложенной В.В. Белоусовым программы, предусматривающей комплексное изучение глубинного строения Земли в океанах и на суше и получившей название “Проект верхней мантии”, многие страны выразили свое согласие принять участие в ее реализации. В рамках выполнения этой программы большую роль в изучении строения дна Северо-Западной Атлантики сыграли исследования Бедфордского океанографического института и института океанографии Дальхаузского университета Канады. Первые же их работы, проведенные совместно с американскими геофизиками, увенчались большими успехами, и в частности открытием погребенного под осадками Срединно-Лабрадорского хребта. Большой объем сейсмических наблюдений МПВ был выполнен во время кругосветного плавания английского океанографического судна “Челленджер” в 1950-1953 гг. За время этого рейса было отстреляно много профилей МПВ, позволяющих по единой методике изучить строение земной коры в пределах различных морфологических структур дна Мирового океана.

Большая часть сейсмических исследований, проведенных Францией, Испанией, Голландией, Норвегией и Швецией, осуществлялась в непосредственной близости от своих национальных берегов, что было обусловлено решением различных экономических задач, и в частности поиском и разведкой нефтегазоносных структур в шельфовой зоне Атлантического бассейна. Значительную роль для развития этих работ сыграло открытие в конце пятидесятых годов газовых, а затем и нефтяных месторождений в Северном море. Сейсмические измерения здесь были начаты в 1959 году. Интересно отметить, что уже в 1964 году в Северном море работало 46 сейсмических отрядов, снаряженных нефтяными компаниями Швеции, Голландии, ФРГ и других стран. Детальные исследования, направленные на поиски перспективных структур, проводились преимущественно методом отраженных волн.

В Советском Союзе первые морские сейсмические работы были проведены в 1941 году на Каспийском море, в районе Апшеронского полуострова. Организаторами этих работ были Н.И. Шапировский и С.Ф. Шушаков. Регистрация упругих колебаний производилась обычными сухопутными сейсмографами, предварительно герметизированными. Сейсмографы со шлюпки укладывались на дно, сейсмическая станция располагалась на катере. Применявшаяся аппаратура позволяла проводить работы на глубинах не более 20-30 м. С целью совершенствования методики и аппаратуры морской сейсморазведки в 1949 г. была организована научно-исследовательская морская геофизическая экспедиция (НИМГЭ), которая совместно с Московским институтом геофизики (ВНИИ Геофизика) в 1952 г. создали и опробовали новый пьезокристаллический сейсмоприемник, позволяющий вести прием колебаний в воде. Позднее были созданы пьезосейсмические косы, с помощью которых можно было выполнять наблюдения методом отраженных волн на ходу судна.

Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6