* * *
Методы глубинной геофизики (глубины исследований десятки, сотни и тысячи километров) дают основную информацию для фундаментальной геофизики (планетарной геофизики, физики Земли и ее глубинных оболочек) и прикладной (региональной) геофизики. На фактическом материале глубинной геофизики базируются геодинамика, геотектоника, глубинная геохимия. При региональных и поисково-разведочных работах на нефть, газ, твердые полезные ископаемые применяются среднеглубинные методы (глубины исследований порядка 10 км). Малоглубинная геофизика (до 1 км) используется при картировочных, поисково-разведочных работах, а также при решении гидрогеологических, почвенно-мелиоративных, инженерно-геологических, горных, мерзлотно-гляциологических, гидрогеологических, почвенно-мелиоративных, мерзлотно-гляциологических, геотехнических, археологических, экологических и других задач.
9.1.1. Методы глубинной геофизики
Глубинная геофизика объединяет физические методы изучения различных геофизических полей на поверхности континентов, океанов и морей, изменений физических свойств оболочек Земли по вертикали и горизонтали. Вместе с физикой вещества при высоких давлениях и температурах глубинная геофизика составляет физику Земли, т. е. науку, изучающую Землю, ее строение, происхождение и эволюцию.
Методами физики Земли являются: сейсмология, глубинная сейсморазведка, гравиметрия, магнитометрия, глубинная геоэлектрика, термометрия.
Основную информацию о строении Земли дают сейсмология — наука о землетрясениях — и глубинная сейсморазведка, в которой изучаются упругие поля от больших взрывов. Землетрясения в очаге (гипоцентре) обычно связывают с деформациями в земной коре и мантии на глубинах 10–700 км, проявляющимися в виде быстрых смещений вещества по плоским разрывам длиной u на площади s. Выделяющаяся при этом энергия проявляется в виде энергии деформации вблизи очага (V) и энергии упругих волн (Е), распространяющейся в разных направлениях от очага землетрясения. Землетрясение принято описывать следующими параметрами: сейсмическим моментом (М0), упругим модулем сдвига (µс) среды и скачком сдвиговых напряжений
— напряжения до и после сдвига. Все эти параметры связаны между собой следующими соотношениями, известными в сейсмологии:
М0 = µсus; V = σ1us; Е = ∆σМ/(2µс). (9.1)
Оценку энергии сейсмических волн от землетрясений принято проводить по относительным магнитудам (М). Они рассчитываются через амплитуды сейсмических волн (a(∆)), зарегистрированных сейсмографами на разных расстояниях (∆) от эпицентра (проекции гипоцентра на земную поверхность) до сейсмоприемников, по формуле
M = log[a(∆)/a0(∆)]. (9.2)
Здесь a0(∆) — стандартная амплитуда, соответствующая землетрясению, при котором на расстоянии ∆ = 100 км амплитуда записи сейсмической волны равна 1 мкм. Установлена эмпирическая связь между M и E: logE = 11,8 + 1,5M. Известная оценка балльности (Б) землетрясений по 12-балльной шкале Рихтера, характеризующая интенсивность толчков и вызываемых ими разрушений, связана с М эмпирическими соотношениями. Для самых слабых толчков, ощущаемых людьми, М ≈ 2 (Б около 3 баллов), повреждения зданий наблюдаются при М ≈ 5 (Б ∼ 6), а у разрушительных землетрясений М > 6 (Б > 7) и М = 8–10 (Б = 10–12), т. е. максимально. Проявления сейсмической активности в разных областях земной поверхности различны и в основном приурочены к зонам наиболее активных современных тектонических движений, областям орогенеза, расположенным вдоль средиземноморского и трансазиатского поясов, активным региональным разломам и др. Если регионы возможных землетрясений достаточно хорошо известны, то предсказание времени и точного места землетрясений остается нерешенной проблемой.
К глубинной геофизике относится гравиметрия (изучение ускорения силы тяжести при площадных съемках на земной поверхности, донных работах на акваториях и в воздухе) и спутниковая альтиметрия (определение изменений высот спутников над поверхностью океана для расчетов аномалий силы тяжести). В сочетании с данными сейсмологии и сейсмометрии гравиметрия позволяет оценить изменения плотности с глубиной, выявить основные поверхности скачков плотностей (кристаллический фундамент, «гранитный» и «базальтовый» слои в земной коре, кровлю мантии (граница Мохо), а также блоковое строение этих оболочек на глубинах до 100–150 км).
Магнитометрия (региональные воздушные, наземные и гидромагнитные съемки) служит для выявления неоднородностей магнитных свойств Земли до глубин 50–100 км, а также магнитных аномалий положительного и отрицательного знаков, связанных с возможными инверсиями геомагнитного поля в разные геологические эпохи. Это позволяет создавать магнитохронологическую шкалу (оценка знака и интенсивности геомагнитного поля в разные эпохи для разных регионов мира).
К глубинным методам электрометрии относятся глубинные магнитотеллурические (ГМТЗ) и магнитовариационные (ГМВЗ) зондирования, основанные на изучении вариаций МТ-поля сверхнизких частот. Они индуцируются в проводящих слоях Земли (на глубинах до 500 км) изменениями первичных электромагнитных полей ионосферы и магнитосферы, в основном вследствие вариаций солнечной активности. Регистрируя электрические и магнитные параметры МТ-поля за периоды времени длительностью от долей до тысяч секунд, можно судить о том, как изменяется электропроводность Земли с увеличением глубины.
9.1.2. Строение Земли по геофизическим данным
Изменения физических свойств горных пород при разных давлениях и температурах зависят от химического состава и микроструктуры атомов и молекул, макроструктуры породообразующих минералов, горных пород и руд, а также от объемов и состава флюидов в поровом пространстве. Увеличение давления и температуры с глубиной сказывается на изменении физических свойств вещества недр следующим образом.
Плотность и скорость продольных упругих волн увеличиваются от 1–2 г/см3 и 0,3–2 км/с вблизи земной поверхности, 2–2,8 г/см3 и 2–6 км/с в осадочном чехле, до 5,5 г/см3 и 13,5 км/с в нижней мантии на границе с ядром, т. е. они растут с глубиной и зависят главным образом от кристаллической структуры и степени метаморфизма вещества недр.
Электропроводность и теплопроводность в осадочном чехле меняются в широких пределах и зависят от содержания металлических минералов в рудах и флюидов (вода, нефть, газ) в любых горных породах. На глубинах в сотни метров они зависят от кристаллической структуры, а на глубинах в сотни километров — от температуры (растут с ее увеличением).
Магнитная восприимчивость в земной коре увеличивается с ростом содержания ферромагнетиков, а также зависит от литологии пород. При температурах выше точки Кюри (для разного состава мантии на глубинах свыше 100 км она равна 300–600 °С) ферромагнетики переходят в парамагнитное состояние с резким уменьшением магнитной восприимчивости. Поэтому дифференциации мантии по магнитным свойствам на глубинах свыше 100–150 км нет, а глубинность магниторазведки ограничивается этими расстояниями.
По данным сейсмологии и глубинной сейсморазведки с учетом изменений физических свойств горных пород при высоких давлениях и температурах было установлено слоисто-концентрическое строение Земли с наличием блоков в слоях. При этом использовались сейсмические методы продольных и поперечных, объемных и поверхностных, отраженных, преломленных и рефрагированных волн, а также изучались характеристики собственных колебаний Земли.
Первая четкая граница в Земле, выделяемая по скачкообразному изменению скоростей продольных волн (vp), от 7 км/с в кристаллическом фундаменте до 7,7–8,4 км/с в мантии и, соответственно, поперечных волн (vs) от 4,5 км/с до 7,7 км/с, названа поверхностью Мохоровичича, или границей Мохо. Эта поверхность принята за подошву земной коры, которая залегает на глубинах в среднем 35 км, приближаясь к поверхности до 6 км в океанах и опускаясь до 70 км в некоторых горных областях.
Второй резкий скачок скоростей vp от 13,6 км/с до 8,1 км/с, а vs от 7,3 км/с до нуля соответствует поверхности между мантией и ядром Земли на глубине 2900 км. Третий скачок vр от 10 до 11 км/с, vs от нуля до 3,5 км/с наблюдается на глубине 5100 км на поверхности твердого внутреннего ядра Земли. В Земле выделяется еще ряд объединенных квазисферических поверхностей раздела: литосфера — твердая оболочка Земли, состоящая из земной коры и верхней мантии, располагается до глубин 100–400 км; ниже (до глубин 1000 км) залегает мягкая полупластичная оболочка, называемая астеносферой. Литосферу и астеносферу иногда объединяют в периферическую оболочку Земли, называемую верхней мантией, или тектоносферой. В интервале 1000–2900 км располагается нижняя мантия, от 2900 до 5100 км — внешнее «жидкое», а глубже — внутреннее «твердое» ядро Земли.
Мощности земной коры, литосферы и скорости упругих волн в них изменяются по латерали, образуя зоны повышенных и пониженных скоростей. Мантия Земли (до 2900 км) характеризуется менее четкой латеральной неоднородностью, например, повышенными скоростями упругих волн под океаническими областями и пониженными — под континентами.
По данным гравиметрических и сейсмических исследований, а также спутниковой альтиметрии на океанах установлена плотностная неоднородность недр Земли. Плотность возрастает от 3 г/см3 в земной коре до 5,5 г/см3 на поверхности ядра, а в центре Земли достигает 10 г/см3.
Данные электрометрии (глубинные магнитотеллурические (ГМТЗ) и магнитовариационные (ГМВЗ) зондирования) показывают, что удельное электрическое сопротивление (ρ) практически линейно уменьшается на 3–4 порядка: от тысяч Ом ⋅ м в кристаллическом фундаменте до единиц Ом ⋅ м в мантии на глубинах порядка 500 км. В тектонически активных районах наблюдаются уменьшения ρ в земной коре на глубинах 20–40 км и в мантии — на глубинах 100–200 км (коровые и магнитные проводящие зоны). В целом с глубиной возрастает как электропроводность (γ = 1/ρ) пород, так и температура недр. Уточнение физических моделей строения Земли продолжается по мере накопления новых геофизических и геолого-геохимических данных.
На континентах по комплексным данным геофизических съемок выясняются особенности структурно-тектонического строения земной коры и верхней мантии платформ и геосинклинальных областей, выявляются в них блоки и множество разрывных нарушений разного порядка. Особое значение с точки зрения характеристик геодинамического строения земной коры и верхней мантии имеют глубинные разломы и другие активные зоны, к которым приурочены глубинные эндогенные потоки энергии и вещества. Они четко отличаются по физическим свойствам от окружающих пород и хорошо картируются гравиразведкой, сейсморазведкой, электромагнитными зондированиями, повышенными концентрациями гелия, радона. По геофизическим данным в целом мантия не отличается постоянством физических свойств по латерали и вертикали, что свидетельствует о неоднородности строения Земли и высокой ее тектонической активности. Судя по физическим свойствам, литосфера является относительно жесткой и холодной оболочкой Земли, в которой вещество полностью раскристаллизовано. Астеносфера же содержит как электропроводящую расплавленную часть, сложенную легкоплавкими базальтами, так и кристаллическую часть, представленную ультраосновными породами.
Интересные результаты дали геофизические исследования океанов, в которых выделены три типа основных геоморфологических провинций (структур): срединно-океанические хребты, глубоководные океанические котловины и переходные зоны от океанов к материкам. В них меняются мощность и строение донных осадков, земной коры и литосферы.
Срединно-океанические хребты, расположенные в центре всех океанов и имеющие общую протяженность около 100 тыс. км (17 % площади океанов), представляют собой подводные горы (валы) с пологими склонами. Они вытягиваются на тысячи километров, имеют ширину десятки — первые сотни километров. В центре каждого хребта располагаются узкие ущелья (рифтовые долины), ограниченные по бокам гребневыми горами. Все подводные хребты разбиты поперечными трансформными разломами, расстояния между которыми составляют десятки километров. Срединно-океанические хребты характеризуются резкими аномалиями физических полей. Наиболее интенсивно и закономерно проявляются здесь знакопеременные аномалии геомагнитного поля Земли, хорошо коррелирующие по простиранию. На оси всех рифтов наблюдаются максимальные положительные аномалии, соответствующие намагниченности пород современным магнитным полем. Симметрично по обе стороны идет чередование отрицательных и положительных аномалий, что объясняется разным направлением намагничения полей древними магнитными полями Земли. Одинаковая структура аномалий геомагнитного поля во всех океанах свидетельствует о единой инверсионно-спрединговой природе формирования магнитоактивного слоя. Объяснить этот факт можно раздвижением (спредингом) литосферных плит в разные стороны от рифтовой зоны и привносом в образовавшиеся трещины расплавленного мантийного вещества. По мере остывания вещества ниже точки Кюри оно намагничивалось существовавшим геомагнитным полем, приобретая остаточную намагниченность древнего поля. Рифтовые зоны отличаются аномалиями других геофизических полей (гравитационного, электромагнитного, теплового). В целом геофизические исследования дают основное обоснование гипотезам литосферных плит (плитовой тектоники и дрейфа континентов).
Геофизические аномалии глубоководных котловин и переходных зон резко неоднородны по площади. По мере удаления от осей рифтов на расстояния до 3000 км регулярность полосчатых геомагнитных аномалий начинает нарушаться за счет зон разломов. Геотермическое поле на огромных пространствах океана, вдалеке от срединно-океанических хребтов, достаточно однородно и спокойно. Повышенные тепловые потоки наблюдаются лишь вблизи подводных вулканов, а пониженные — в глубоководных впадинах. Активные окраины океанов отличаются контрастными тепловыми полями. Глубоководные котловины и внутренние части океанов, удаленные от океанических хребтов и берегов на сотни километров, являются асейсмичными, в их пределах землетрясения не наблюдались. Переходные зоны от океана к материкам, наоборот, характеризуются самой высокой сейсмичностью. При этом свыше 80 % всех землетрясений сосредоточены в пределах так называемого Тихоокеанского кольцевого пояса, включающего островные дуги и глубоководные желоба в океане и горные хребты на суше.
Возможности наземных и донных глубинных магнитотеллурических зондирований (ГМТЗ), проводимых в комплексе с другими геофизическими методами, рассмотрим на примере Каскадной субдукционной зоны, расположенной на западном побережье США. Данные ГМТЗ, полученные здесь в ходе проекта EMSLAB, позволили построить геоэлектрический разрез по профилю вкрест береговой линии до глубины свыше 150 км (рис. 9.1). Под водной толщей с сопротивлением ρ = 0,3 Ом ∙ м выделяются океаническая литосфера (ρ = 4500 Ом ∙ м) и частично расплавленная астеносфера (ρ = 30 Ом ∙ м). Положение поверхности погружающейся под континент океанической литосферы было определено по сейсмическим данным. Оно также маркируется проводящим слоем (ρ = 20 Ом ∙ м), отвечающим водонасыщенным породам океанической коры. На глубине около 40 км свободная вода практически полностью отжимается вверх, однако на глубинах порядка 100 км высвобождается химически связанная вода, вызывая «мокрое плавление» вещества. Так образуется континентальная астеносфера (ρ = 30 Ом ∙ м). В области под вулканической дугой (150–200 км профиля), где по геотермическим данным температура повышена в широком диапазоне глубин, расплавы мигрируют вверх, образуя субвертикальную зону низкого сопротивления. Вследствие разогрева в нижней части континентальной коры (25–40 км) происходит дегидратация пород, и высвобождающаяся при этом вода обусловливает низкое сопротивление (ρ = 20 Ом ∙ м) на этих глубинах. Таким образом, на геоэлектрическом разрезе наглядно проявляются особенности флюидного и термального режимов зоны субдукции.
Рис. 9.1. Геоэлектрический разрез Каскадной субдукционной зоны
(по М. Н. Бердичевскому, П. Ю. Пушкареву)