МЕТОДЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОФИЗИКИ — 2 РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИКА

МЕТОДЫ РЕГИОНАЛЬНОЙ ГЕОФИЗИКИ - 2 РЕГИОНАЛЬНАЯ ГЕОФИЗИКА ЛЕКЦИЯ 4

Региональная гравиметрия n Плотностная модель литосферы – слоистость при малой роли латеральных неоднородностей. Обратная задача гравиметрии в такой модели неоднозначна. n Это определяет выбор методов интерпретации гравиметрии, не сводящихся к решениям обратных задач. n Гравиметрия способна обеспечить подробное изучение больших территорий суши и акваторий Мирового океана. n Контроль плотностных моделей посредством сравнения их гравитационных полей (из решения прямых задач) с реальными аномалиями является эффективным средством выбора подходящих разрезов земной коры. n Поэтому данные гравиметрии служат связующими в комплексном изучении литосферы. n Далее – специфические методы интерпретации данных гравиметрии в изучении строения и изостазии литосферы. 2

Методы изучения изостазии n Изостазия – особый вид равновесия в литосфере, определяемый равенством масс в вертикальных колонках до глубины больше глубины поверхности компенсации. n Эта поверхность не выражена в изменениях свойств литосферы. Она проводится на уровне максимальной глубины раздела Мохо порядка 80 км. Такой же порядок имеют горизонтальные размеры колонок литосферы. n Совершенство изостазии иногда оценивают по разности давлений на поверхности компенсации; этот метод основан на подсчете масс в вертикальных колонках литосферы. Условие изостазии: (hi i) = const, hi – толщина слоев литосферы в каждом колонке; i – их плотность. В число слоев литосферы включаются рельеф земной поверхности и слой воды в морях и океанах; отсчет ведется от уровня моря. 3

n Подсчет масс ведется по колонкам разрезов ГСЗ, в которых значения плотности определены по скоростям с использованием закона Берча. n Возможности этого метода ограничены по причинам: ─ далеко не везде есть данные ГСЗ; ─ в разрезах ГСЗ могут отсутствовать границы, выделение которых не предусмотрено системой наблюдений, или относящиеся к ним волны не входят в число опорных волн; n ─ толщина и значения плотности слоев имеют погрешности 5– 10%. n Это приводит к ошибкам оценки изостазии примерно 15 %, что соответствует большим отклонениям от равновесия. n Такой подход к оценке нарушений изостазии используют для контроля качества глубинных разрезов ГСЗ как обоснование пересмотра интерпретации материалов ГСЗ. 4

n Лучшим по точности и возможности широкого применения является гравиметрический метод – корреляции аномалий с осредненными высотами рельефа. Для этого иногда используются аномалии Фая и Буге, но лучшие результаты получены при изучении изостатических аномалий. n Они вычисляются в следующих предположениях: n ─ равновесие полное – массы рельефа и компенсации равны и противоположны по знаку; n ─ равновесие локальное – каждый элемент рельефа компенсируется независимо – массами, расположенными непосредственно под ним; n ─ распределение компенсационных масс соответствует одной из моделей изостазии. n Отметим, что эти модели не обязательно строить в массах, можно – прямо в их гравитационных эффектах. 5

n Классические модели изостазии включают массы рельефа и компенсационные массы, расположенные в литосфере. Рельеф – это земная поверхности и дно океана с учетом водной нагрузки. n В модели Пратта массы компенсации равномерно распределены в слое до глубины компенсации Т: n к = 0 h / T ; 0 и h – плотность и средняя высота рельефа в колонке. n В модели Эри массы компенсации образованы рельефом границы земной коры и мантии – поверхностью Мохо: n H = H 0 + 0 h / ( м к), H 0 глубина раздела Мохо там, где h = 0, м и к плотность мантии и земной коры. 6

n Тип и степень нарушений изостазии оценивается по коэффициентам локальной недокомпенсации θ 1 и региональной перегрузки θ 2: n θ 1 = = (1 ); = к/ - коэффициент компенсации; n θ 2 = ; gи = A + (1 ) B hср. n При недокомпенсации ( < 1) корреляция изостатических аномалий с осредненным рельефом положительная, при избытке компенсационных масс ( > 1) – отрицательная. n Из средних значений изостатических аномалий вычитаются зональные аномалии, вызванные неоднородностью мантии. Эти аномалии определяются по спутниковым наблюдениям или осреднением изостатических аномалий в радиусе ~200 км. 7

Изостазия Сибири 8

Изостазия Сибири 9

Изостазия Алтая 10

Фазовая переходная зона мантии по данным гравиметрии n Переходная зона мантии (ФПЗ) на глубинах 400– 700 км играет важную роль в динамике Земли. n Радиальная структура Земли изучена по данным сейсмологии. Единичными длинными профилями ГСЗ выявлены границы на глубинах около 420, 520 и 670 км, определены скачки скорости на границах между слоями, совпадающие с оценками глубины границ и значениями скоростей в сферически симметричных моделях Земли. n Важной физической характеристикой ФПЗ является закономерное увеличение плотности сверху вниз на каждой фазовой границе на 0, 3– 0, 4 г/см 3. Это связано с изменением кристаллической структуры. n Рельеф границ ФПЗ при скачках плотности (~0, 3 г/см 3) должен находить отражение в гравитационном поле. 11

n Гравитационные аномалии и высоты геоида не обнаруживают связи со структурой литосферы, мощностью земной коры, распределением континентов и океанов. n Оценки глубины источников этих аномалий: до 2000 км по низким (n = 3 7) или 500− 1000 км по высоким гармоникам (n = 8 18). Это оценки сверху, они соответствуют глубинам предельно концентрированных распределений масс, какими границы в мантии не являются. n Оценки показывают, что эти аномалии могут быть связаны с ФПЗ. Альтернатива – связь их с неоднородностями мантии, обусловленными температурой. В таком случае они должны проявляться в скоростной структуре мантии, определенной по данным сейсмической томографии. n Для понимания сути метода требуются характеристики фазовой переходной зоны − скачки плотности на фазовых границах, наклон кривых Клапейрона d. P / d. T и др. 12

Характеристики Единицы На границах фазовой переходной зоны измерения 420 км 670 км Давление, Р ГПа 13, 7 23, 8 Средняя температура, Т К 1800 2100 Плотность над границей, 1 г/см 3 3, 55 4, 05 Плотность под границей, 2 г/см 3 3, 80 4, 38 Относ. скачок плотности, / 1 0, 07 0, 08 Температурный градиент, К/км 1, 2 0, 8 Наклон Клапейрона, d. P/d. T МПа/К 5 2 Наклон фазовой границы, d. H/d. T км/К 0, 12 0, 05 13

Гравитационные аномалии Азии (гармоники 8– 18) по спутниковым данным 14

n Спутниковые карты – аномалии Фая на высоте ~300 км, много большей глубины компенсации (~80 км). Поэтому влияние рельефа и масс компенсации исключают друга везде, кроме высокогорных районов. n При оценке структуры ФПЗ учитываются факты: − отрицательная коррелированность границ ФПЗ; − разные знаки наклона кривых фазовых равновесий. n Модель изостатической структуры границ ФПЗ: Н 1 1 = Н 2 2 → оценка рельефа двух границ, как параметров сферических призм; модель удовлетворяет условиям единственности обратных задач. Результаты по Азии: глубины фазовых границ варьируют в диапазоне 20 км от средних значений, латеральные температурные аномалии в переходной зоне достигают 350 К. 15

Структурно-тепловая неоднородность ФПЗ 16

Еще один метод Геотермика n Прямых методов оценки температуры в мантии нет. Косвенные методы – построение температурного разреза по температуре на заданной глубине в верней мантии. n Геотермический метод оценки температуры в литосфере по данным о тепловом потоке дает значения температуры до 50– 100 км, где еще несущественна конвекция. n Для контроля температуры в земной коре также используются: а) температура лав вулканов, оценка положения очагов – по сейсмическим данным; б) распределение скоростей сейсмических волн при наличии волноводов, где влияние температуры компенсирует влияние давления; в) положение зон повышенной электропроводности; г) положение изотермы Кюри, огибающей нижние кромки магнитоактивных тел. 17

18

19

n В одномерной модели grad T = d. T / dz и q = − grad T. n T (z) – из решения уравнения теплопроводности: d ( d. T/dz) / dz − Р = 0. Р(z) – генерация тепла в среде. Источник тепла в земной коре – распад радиоактивных элементов. Генерация тепла пропорциональна среднему содержанию радиоактивных элементов в горных породах. n Если источники тепла равномерно распределены в однородном (Р / = const) слое толщиной h: d 2 T/dz 2 = | Р / при h z 0, | 0 при h < z ; n Граничные условия: T(0) = 0, d. T/dz | z = 0. Решение: T (z) =| (h z z 2 / 2) P / при h z 0, | h 2 P / 2 при h < z. Температура постоянна ниже слоя с источниками, а поверхностный тепловой поток q = P h. 20

n Стационарный тепловой поток зависит от распределения источников P (z), а температура Т(z), кроме того, от распределения коэффициента теплопроводности (z). n Эти результаты дают основания для постановки задач: n I) оценки распределения температуры в литосфере, состоящей из слоев с разными значениями плотности источников и коэффициента теплопроводности; решения для нескольких задач можно суммировать; n II) оценки распределения температуры в слоистой литосфере при сохранения значений поверхностной плотности теплового потока qп : d. T/dz |z=0 = qп. Введение в качестве граничного условия значения теплового потока через земную поверхность ограничивает выбор моделей распределения источников. Задача II используется для построения температурных разрезов литосферы. 21

n Другая задача Уравнение: d 2 T(z) / dz 2 Р(z) / (z, T) = 0; граничные условия: T |z = 0 = Tп; п d. T /d z |z = 0 = qп. Коэффициент теплопроводности = 0 Т 0 / Т ; п = 0 Т 0 / Т п. n Решение задачи: ln (T / Tп) = (z / 0 Т 0) [qп – (1 – zср / z) Pср]. Наибольшая температура достигается при z ≥ zср, когда источник расположен внизу слоя. n Плотность теплового потока на континентах и океанах (без рифтовых хребтов) в среднем одинакова, ~ 55 м. Вт/м 2 с разбросом от 20– 40 м. Вт/м 2 в платформенных областях и пассивных океанических котловинах до 100– 120 м. Вт/м 2 в областях современной тектонической активизации литосферы. В рифтовых зонах океанов тепловой поток достигает 150− 200 м. Вт/м 2. 22

Карта плотности теплового потока 23

Схематическая карта теплового потока Сибири 24

Геотермические модели литосферы Р 106, м. Вт/м 3 Температура, С Глубина, Континент*) Океан**) км, 5 0 120 5 2 11 0, 5 200 130 20 380 400 0, 08 40 0, 5 650 850 50 0, 01 700 1100 Примечания: *) − без областей современной активизации; **) − без океанических рифтовых хребтов. 25

n Геотермические модели зависят от теплопроводности. Решеточная теплопроводность ~ T – 1 или = 0 Т 0 / Т. Относительный метод оценки Т (z) позволяет учитывать зависимость теплопроводности от температуры. n При температурах выше 1000 С существен лучистый теплоперенос, ~ T 3. При оценке температуры верхней части оболочки он не учитывается. На больших глубинах в литосфере и мантии приоритет приобретает конвекция. n По этим причинам оценка температуры на глубине 100 км, принимаемая в качестве исходной при построении тепловых моделей мантии, не очень надежна. 26

Палеомагнитология Методика палеомагнитных исследований n Объект палеомагнитологии магнитное поле прошлых эпох для задач геологии, прежде всего, геодинамики. n Изучается первичная остаточная намагниченность, во время формирования породы. Ее природа различна. n Магматические породы при остывании проходят точку Кюри – термоостаточная намагниченность. n При формирования осадочных пород намагниченные частицы ориентируются по существующему полю это ориентационная намагниченность. n Геомагнитное поле нестабильно. Главные вариации МПЗ: а) изменение магнитного момента: d. M / Mdt 5, 10– 4 год– 1. При такой скорости поле за 2000 лет уменьшилось бы до нуля, но она меняется, в том числе по знаку; б) инверсии геомагнитного поля: по палеомагнитным данным за последние 5 млн. лет произошли 27 инверсий. 27

Изменение полярности ГМП 28

29

30

n Инверсии происходят путем уменьшения магнитного поля почти до нуля и восстановления его с другим знаком за время порядка 103 104 лет. n На рис. показаны инверсии по измерениям колонки глубоководных осадков. 31

32

33

Ивент Лашамп 34

Ивент Олдувэй 35

n Изучение структуры и вариаций ГМП и сравнение его магнитными полями других планет показывает: n 1) магнитные поля Земли и планет дипольные (отношение дипольных полей к полному полю ~ 0, 9); n 2) магнитный момент Земли ориентирован почти по оси вращения, но не совпадает с ней, угол – порядка 12 о; n 3) средняя за время ~ 103 лет магнитная ось совпадает с осью вращения (модель осевого диполя); n 4) центр диполя расположен недалеко от центра масс : 0, 07 радиуса, в среднем за 104 лет – < 0, 01 (диполь центральный); n 5) для ЦОД справедлива зависимость между наклонением I и широтой точки: tg I = 2 tg ; n 6) уменьшение дипольного поля перед инверсиями почти до нуля. 36

n По измерениям остаточной намагниченности образцов, отобранных с ориентировкой по странам света и вертикали, определяют: палеошироту места отбора образцов; направление намагниченности (прямое или обратное); величину намагниченности и напряженности ГМП. n Условиями надежности результатов палеомагнитологии и их геологического истолкования являются постулаты палеомагнетизма: n 1) гипотеза фиксации горные породы намагничиваются по направлению геомагнитного поля времени и места их образования; n 2) гипотеза сохранения первичная намагниченность сохраняется в породе и может быть выделена; n 3) гипотеза ЦОД − ГМП среднее за время ~104 лет является полем центрального осевого диполя. 37

n Доказательства реальности геомагнитных инверсий основаны на следующих фактах: n одинаковая полярность первичной остаточной намагниченности пород одного возраста на всех континентах, n совпадение направления остаточной намагниченности интрузий и лав с одной стороны контакта и обожженных вмещающих пород с другой. n Доказательство глобальности инверсий – совпадение их абсолютного возраста и возраста по палеонтологическим данным на разных континентах, для чего изучаются наиболее представительные разрезы. Представительность разреза оценивается по стабильности палеомагнитных данных и точности привязки времени. 38

n Задачи палеомагнитологии: n 1) прямая задача составление опорной палеомагнитной шкалы с радиохронологической датировкой и привязкой к стратиграфической шкале; n 2) обратные задачи – геологические задачи, основанные на распределении первичной остаточной намагниченности и координатах палеополюсов. n Методика палеомагнитных исследований включает: n отбор и подготовку ориентированных образцов; n оценку стабильности первичной намагниченности; n магнитные чистки от других видов намагниченности; n определение и статистический анализ палеополюсов; n учет тектонических деформаций; n вычисление координат палеомагнитных полюсов; n оценку величины модуля древнего поля. 39

n Недипольное поле создаёт разброс координат геомагнитного полюса по данным разных регионов. n Разброс– это мера отклонения поля от поля центрального осевого диполя. n Он достигает величины наклона диполя к оси вращения (11− 12 о). 40

Положение палеополюсов 41

Главные результаты палеомагнетизма n Основа – палеомагнитная шкала инверсий ГМП в абсолютной датировке, наложенная на стратиграфическую шкалу. Это позволяет соотнести инверсии с конкретными системой и ярусом → магнитостратиграфическая шкала. n Палеомагнитные шкалы мезокайнозоя и палеозоя обычно разделяют из-за разной точности: мезокайнозоя шкала имеет меньше пропусков палеомагнитных эпизодов иной полярности и на порядок более высокую точность абсолютной временной датировки. n Самую точную часть шкалы (последние 5− 7 млн лет) показывают в крупном масштабе для иллюстрации спектра инверсий, длительности геомагнитных эпох и ивентов. n Сводная палеомагнитная шкала составляется по результатам синтеза множества разрезов, корреляции инверсий ГМП разных тектонических областей. 42

n Продолжительность инверсий от 103 до 105 лет. Время между инверсиями − 105– 107 лет. n Геологические результаты: n 1. Доказательство больших горизонтальных перемещений литосферных плит и реконструкция их положения путем сравнения траекторий палеомагнитных полюсов, относящихся к разным плитам. n 2. Выявление поворотов и смещения блоков литосферы. n 3. Оценка скорости вертикальных движений в осадочных бассейнах. n 4. Корреляция разрезов эффузивных пород в районах современного вулканизма. n 5. Оценка скорости осадконакопления в морях. n 6. Обнаружение МАК-волн с периодом около 800 лет, вызванных конвекцией в жидком ядре под действием магнитных, архимедовых и кориолисовых сил. 43

Положение палеополюсов в разных геодинамических гипотезах Период, Координаты Смещение Отношение Средняя эпоха полюсов центра амплитуд разность Φ° Λ° диполя, км гармоник наклонений Q (Брюнес) 89 135 491 0, 14 5 N 2−Q 1 87 203 343 0, 11 4 (Матуяма) Q 87 254 454 0. 16 5 N 83 254 659 0, 19 10 T ( Ф) 65 158 1055 0, 33 17 T (M) 89 196 824 0, 22 10 Р (Ф) 77 122 1032 0, 31 28 Р (М) 87 337 863 0, 24 7 С 3 -Р (Ф) 57 172 1250 0, 38 26 С 3 -Р (М) 79 234 867 0, 24 8 44