УДК 551.241:550.34(470.118)

 

Г. П. АВЕТИСОВ, Н. К. БУЛИН

 

 

ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ 3ЕМJlИ ФРАНЦА-ИОСИФА

ПО СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИМ ДАННЫМ

 

 Успехи в изучении земных недр, достигнутые за последние 10-15 лет, привели к формированию новых представлений о строении коры и верхней мантии 3емли. Сейчас очевидно, что модель коры, состоящей из двух однородных слоев - «гранитного» и «базальтового», уже не в состоянии объяснить все имеющиеся данные. Однако, объемы работ по глубинным геофизическим исследованиям распределены неравномерно и имеются огромные территории, являющиеся фактически белыми пятном на карте изученности глубинного строения 3емли. Для этих территорий сведения о строении земной коры, даже с точки зрения ее двухслойной модели, представляют определенный интерес. К таким районам относится территория архипелага 3емля Франца-Иосифа.

По данным геологической съемки [8] верхняя толща пород мощностью 2 км представлена на архипелаге континентальными отложениями Т3 - J1 морскими отложениями J2-3 вулканогенными образованиями Сr1 а также четвертичными отложениями. В 1960 г. в районе архипелага были сделаны два сейсмозондирования МОВ с борта ледокола «Ермак» [9]. Полученный временной разрез показывает довольно неплохое сходство с геологическим разрезом В.Д. Дибнера. По результатам электроразведочных работ также уверенно отбивается граница на глубине 2 км: породы выше этой границы отнесены к песчано-глинистым, ниже - к известнякам. Мощность земной коры в этом районе, рассчитанная по аэромагнитным данным [5], а также способом Р.М. Деменицкой [6], составляет 30-40 км.

Перечисленные работы фактически исчерпывают геолого-геофизическую изученность этого района. 3начения мощности земной коры рассчитаны по осредненным зависимостям и требуют подтверждения другими геофизическими методами.

Более полные сведения о строении коры и верхней мантии получены по данным ГС3 вдоль профиля 350 км в южной части Баренцева моря [11]. На северо-восточном участке этого профиля на протяжении более 100 км выделены слои со следующими значениями пластовых скоростей волн Р: Vпл = 2,2 - 3,2; 4,7 - 5,0; 5,5 и 6,7 км/сек. Слой с Vпл = 6,7 км/ceк, кровля которого находится на глубине около 25 км, назван «гранулито-базитовым». Суммарная мощность коры составляет приблизительно 36 км; ниже, на глубине около 70 км замечен слой с Vпл = 9,0 км/сек. Характерно, что поверхность М (Vг = 8,1 км/сек) испытывает региональный подъем в северо-восточном направлении со средним градиентом порядка 1,5 км на 100 км профиля.

Авторы для изучения геологического строения земной коры под архипелагом использовали сейсмограммы землетрясений за 1968-1970 гг. (рис. 1), зарегистрированных сейсмическими ст, «Арктическая» и «Хейс». Расстояние между станциями равно приблизительно 200 км. На ст. «Хейс» ИФ3 АН СССР установлены сейсмографы СКМ-3, обеспечивающие трехкомпонентную запись смещений с увеличением 2,7 • 104 в диапазоне частот 1-4 гц. На ст. «Арктическая» были установлены приборы УСФ-Ш-М (T1 = 1,0, Т2 = 0,1 сек) с увеличением 5,5 • 104 в том же частотном диапазоне. Скорость фотозаписи на ст. «Хейс» была 60 мм/мин, на ст. «Арктическая» 120 мм/мин. Сейсмографы обеих станций были установлены на выходах коренных пород (базальты).

Информация о структуре коры и верхней мантии получена по записям обменных преломленных (проходящих) воли типа РS. Для обработки выбирались записи землетрясений, в начальной части которых на вертикальной компоненте регистрировался единичный интенсивный импульс продольной волны при спаде огибающей фаз примерно по экспоненте (рис. 1). Вследствие столь строгого отбора примерно за 15 месяцев наблюдений по каждой станции было проинтерпретировано приблизительно 50 записей, что составляет около 1/10 всех записанных землетрясений. Кроме того, значительные потери информации были вызваны наличием (особенно в зимнее время) интенсивных микросейсмических помех первого рода.

 

Характеристика экспериментального материала .

Основная масса вступлений волн PS выделена на записях далеких землетрясений с эпицентральными расстояниями   = 70 - 90°, реже 35 - 50°. Главными сейсмоактивными зонами являлись Зондская, Меланезийская, Курило-Японская и Алеутская. Некоторая часть вступлений (менее 10% от общего числа) выделена на записях афганских и турецких землетрясений.

Динамические характеристики выделенных вступлений воли PS  по экспериментальным данным представлены в табл.1 и на рис. 1-3. Видимые на записи периоды волн PSPS) заключены в пределах 0,65-I,7 сек, при этом максимум распределения (более 70% случаев) приходится на периоды 0,8 - 1,1 сек (рис. 2). По ст. «Хейс» максимум графика распределения несколько сдвинут в сторону больших периодов, что объясняется главным образом трудностью выделения короткопериодных волн (ТPS < 0,9 сек) при малой скорости развертки. На основании имеющихся данных можно заключить, что преобладающие на записях островных станций величины ТPS в среднем такие же, как и на континенте [2]. Этот вывод подкрепляется анализом данных стационарных станций САХКНИИ СО АН СССР по Курильским островам. Как видно из табл. I, для границ земной коры ТPS ≤ I ,2 сек, тогда как для поверхности М иногда встречаются Тps = I,2 - 1,7 сек. На основании 150 измерений установлено, что отношение видимых периодов волн Р и PS близко к единице.

 

Относительные амплитуды Qps/Wpр разных обменных волн различаются мало и в большинстве случаев составляют 0,1 - 0,2. Несколько повышенными значениями Qps/Wpр = 0,1 - 0,35 характеризуются волны PS, относимые авторами к поверхности М. По данным двух станций среднее значение Qps/Wpр = 0,2 (табл.1). Аномально высоких значений Qps/Wpр ≥ 0,6,  часто встречающихся в условиях континента, на записях островных станций не обнаружено.

Как известно, по данным континентальных станций Евразии величина Qps/Wpр для волны PS, соответствующей границе М, функционально связана с эпицентральным расстоянием  . Подобная зависимость для ст. «Хейс» и «Арктической» констатируется неуверенно, возможно из-за отсутствия информации для ≤40°. По неполным данным (32 опред.), на ст. «Аркти­ческая» намечается связь между Qps/Wpр и Тр (рис.3), максимум распределения            Qps/Wpp        падает на Тр ~ 1,0 сек. Отмеченную особенность, вероятно, можно рассматривать, с одной стороны, как проявление зависимости между длиной падающей волны и мощностью преломляющего слоя, а с другой – между длиной падающей волны и амплитудой, возникающей при обмене волны PS [4]. Поскольку функциональная связь Qps/Wpp=f(Tp) намечена впервые, в дальнейшем необходимо ее проверить на более обширном ма­териале как островных, так и континентальных станций.

О кинематических характеристиках выделенных фаз волн PS можно судить по табл. 2 и рис.4. Установлен ряд дискретных значений Dtps-р, не перекрывающих друг друга, что позволяет уверенно относить их к разным границам обмена. Следует заметить, что по ст. «Арктическая» значительная часть материалов по волнам PS была обработана «в три руки» при этом для основных обменов, характеризующихся большим количеством определений Dtps-р, разброс средних значений не превосходит ± 0,1 сек. На одной записи землетрясения удавалось выделить обычно 1-2, редко 3-5 фаз волн PS от разных границ обмена.

Одним из показателей достоверности волн  PS является количество определений запаздывания Dtps-р (табл. 2, рис. 4). С учетом этого параметра и качественных признаков записи  выделенные на ст. «Хейс» волны РS по степени достоверности располагаются в следующей последовательности Dtps-р = 3,5 - 3,9; 6.4 - 6,5; 2,8 - 2,9; 4,6; 1,9 - 2,0; 5,3 - 5,4; 1,1 сек, при этом наибольшей относительной интенсивностью обладают волны с величиной Dtps-р = 3,5 - 3,9; 6.4 - 6,5 и 4,6 сек. На ст. «Арктическая»  последовательность волн PS следующая: Dtps-р = 3,5 - 3,9; 0,6; 2,6 - 2,7; 5,2 - 5, 5; 1,5 - 1,6; 4,5 и 6,7 (по степени достоверности) и Dtps-р = 3,5 - 3,9; 0,6; 5,2 - 5;5; 4,5; 2,5 (в порядке убывания относительной интенсивности).

Наиболее важным вопросом является отождествление этих волн с глубинными границами земной коры. Динамические особенности обменных волн находятся в прямой зависимости от качества сейсмических границ. Поэтому вполне естественно, что наиболее интенсивные и уверенно выделяющиеся обменные волны будут соответствовать наиболее резким границам раздела в земной коре. Как говорилось выше, в настоящее время имеется огромное количество данных, свидетельствующих о многослойности земной коры и верхней мантии. Однако наиболее резкими и выдержанными являются следующие границы: поверхность М, граница между осадочным слоем и консолидированной корой и граница внутри консолидированной коры, называемая поверхностью Конрада. Самой резкой из этих границ является поверхность М, поэтому вполне правомерно отождествить наиболее уверенно выделяемые волны PS с величиной Dtps-p =3,5-3,9 сек с этой поверхностью. Если взять за основу волны с величиной D tps-p = 3,5- 3,9 сек, то, следуя вверх по разрезу, группу волн с Dtps-p = 2,6 - 2,9 сек можно отождествить с поверхностью Конрада, группу с Dtps-p = 1,5 - 2,0 сек - с подошвой осадочной тощи, а группу с Dtps-p = 0,6 сек (ст. «Арктическая») и 1,1 сек (ст. «Хейс») - с границей внутри осадочного слоя. Группы волн с Dtps-p = 4,5 - 4,6; 5,2 - 5,5 и 6,4 - 6,7 сек соответствуют границам в верхней мантии. Предложенная по данным обменных волн землетрясений модель земной коры под архипелагом не противоречит результатам предшествующих геологических и геофизических работ на архипелаге и в прилегающих районах. Граница внутри осадочного слоя соответствует подошве толщи мезозойских песчано-глинистых отложений, выделенной в верхней части разреза электроразведочными и сейсморазведочными работами и геологической съемкой. Эта же толща, по-видимому, прослеживается по профилю ГС3 в южной части Баренцева моря [11] под современными морскими отложениями. Следующая группа обменных волн приходит от подошвы верхнепалеозойских карбонатных пород, галька которых обнаружена на о. Виктория и Земле Вильчека в вышележащих мезозойских породах. Подобная же двуслойность толщи осадочных пород под современными отложениями, практически отсутствующими на архипелаге, установлена и по профилю ГС3 в Баренцевом море.

Отождествление группы волн с величиной Dtps-p = 2,6 - 2,9 сек с границей Конрада также представляется вполне обоснованным. Предположение об исчезновении «гранитного» слоя в 150 км от южного берега Баренцева моря, выдвинутое на основании данных по единственному и сравнительно мало детальному профилю ГСЗ, по мнению авторов, нельзя пока считать достоверно установленным фактом. Не говоря о чисто технических трудностях, причиной отсутствия глубинных границ могут быть относительно локальные геологические факторы, сгладившие и ослабившие резкость границ. К таким факторам можно отнести, проходящую в районе предполагаемого исчезновения «гранитного» слоя зону рифейских складчатых сооружений. Так или иначе, существование «гранитного» слоя по периферии Баренцева моря не может ставиться под сомнение. Это подтверждается выходами на поверхность архейских и протерозойских кристаллических пород на Кольском п-ове, о. Медвежий и на архипелаге Шпицберген. Существование «гранитного» слоя под архипелагом Земля Франца-Иосифа установлено аэромагнитными наблюдениями [5].

 

Определение скоростного разреза земной коры и верхней мантии

Для выяснения скоростного разреза были использованы следующие данные:

1 – сводки о скоростях сейсмических волн в земной коре различных геоморфологических провинций  [7, 10], согласно которым для шельфа можно принять величину 5,6 - 5,9 км/сек;

2 - данные работ ГСЗ на северном участке профиля в Баренцевом море [11];

3 - упоминавшиеся cведения о верхней части разреза по результатам геологической съемки и вертикальных электрозондирований. Скорости в песчано-глинистых отложениях верхней мезозойской толщи можно принять 3,2 - 3,5 км/сек, а для подстилающих их, предположительно известняков, 4,8 - 5,0 км/сек [14, 15].

4 - результаты определения «поверхностной» скорости Vo, проведенные по наблюдениям на Ст. «Арктическая» и «Хейс» [1]. По этим данным для воли с Тр = 5 - 8 сек. величина Vo = 5,7 - 5,8 км/сек, а для волн с Тр = 0,7 - 1,2 Vo = 4,3 - 4,4 км/сек. Первое значение хорошо согласуется со средней скоростью в земной коре, а второе - со средней скоростью в осадочном слое. Учитывая все имеющиеся сведения, авторы приняли следующие значения пластовых скоростей: верхний осадочный слой - 3,2 - 3,5 км/сек (3,2 км/сек.), нижний осадочный слой 4,5 - 5,0 км/сек (4,8 км/сек.), «гранитный» слой - 5,5 - 6,0 км/сек (5,7 км/сек), «базальтовый» слой - 6,7 - 6,8 км/сек (6,7 км/сек), горизонты верхней мантии - 8,1 км/сек.

При определении глубин границ раздела Н и средних скоростей Vp использовали несколько преобразованную формулу Виссера-Берлаге

 

где hn и Vn - мощность пласта и пластовая скорость; V*· - кажущаяся скорость; К = Vр/Vs. Оценка неизвестного параметра К производилась на основе известной зависимости  его от предполагаемых V [4,12]. Для верхнего осадочного слоя принято К = 2,3; для всего осадочного слоя К = 2,0; для определения глубины границ Конрада и Мохоровичича К = 1.85; для границ в верхней мантии К = 1,75; V* определена дифференциальным способом [1]. Результаты расчетов представлены в табл. 2 в виде значений Vр и глубин  до границ обмена под каждой из двух станций. Относительная погрешность определения Vр и Н оценивается в 10-15% и является наибольшей для нижних горизонтов.

Как видно из табл. 2, на каждой станции значения глубин для одной и той же границы обмена при землетрясениях с разными эпицентральными расстояниями и азимутами подхода в среднем отличаются на величины, не превосходящие погрешности определения, что свидетельствует о почти горизонтальном залегании сейсмических горизонтов в районе станций наблюдения. В каждом пункте на глубинах 1,5 - 50 км выделено одинаковое число границ обмена, кроме того, по весьма неполным данным под ст. «Хейс» намечена граница обмена на глубине около 65 км (Dtps-p = 8,4 сек) и под обеими станциями горизонт в интервале глубин 90 - 95 км (Dtps-p = 10,5 - 11,0 сек). На основании обработки волн PS можно судить о сходстве основных особенностей глубинного разреза в районе ст. «Арктическая» и «Хейс», однако в среднем глубины границ под ст. «Хейс» несколько больше (на 1-2 км), чем под ст. «Арктической». Сходство кинематических и динамических характеристик волн РS, близкие значения вычисленных глубин позволяют высказать предположение о том, что в интервале глубин 7-50 км по волнам PS под обеими станциями выявлены одни и те же границы раздела. Несколько спорным является идентификация границы I (Н = 1,5 - 4,0 км), поскольку по динамическим характеристикам и частоте проявления на записях (рис. 4) волны с величиной Dtps-p = 0,6 и 1,1 сек отличаются весьма существенно. Необходимо отметить особенность в характере разреза мантии под ст. «Хейс»: повышенная резкость границы на глубине 50 км. По-видимому, при более детальных исследованиях можно выявить и другие различия в строении коры и верхней мантии под разными островами архипелага Земля Франца-Иосифа. Сравнение полученного разреза под архипелагом с разрезом коры под южной частью профиля ГСЗ [11] показывает, что в районе ст. «Арктическая» и «Хейс» уменьшены мощности всех слоев коры при сохранении количества слоев и соотношения их мощностей. Полученные величины толщины коры (23 - 25 км) оказалось на 5-10 км меньше, чем это считалось ранее на основе интерпретации гравиметрических материалов и поверхностных волн [7, 13]. Поэтому крайне желательны были бы на архипелаге 3емля Франца-Иосифа глубинные исследования методами взрывной сейсмологии.

В заключение отметим следующее:

1. В результате интерпретации проходящих волн PS от землетрясений под двумя сейсмическими станциями на архипелаге Земля Франца-Иосифа дано детальное расчленение коры и верхней мантии до глубины около 50 км. Хорошая внутренняя сходимость данных по двум станциям и сопоставление полученных результатов с другими геофизическими исследованиями указывают на реальность проведенных построений. Мощность коры оценивается 23 - 25 км, глубина границы Kонрада 15 - 17 км, а поверхности «гранитного» слоя 7 - 10 км; мощность слабометаморфизованных пород мезозойского возраста 1,5 - 4 км от уровня моря.

2. Опыт интерпретации волн PS на станциях архипелага Земля Франца-Иосифа указывает на перспективность подобных работ, особенно для определения структуры коры и мантии под островами в океанах и вдоль побережий морей и океанов.

 

Список литературы

1. Аветисов Г. П. Углы выхода продольных сейсмических волн по наблюдениям на станциях Земли Франца-Иосифа. - В кн.: Геофиз. методы разведки в Арктике, вып. 9. Л., изд. НИИГА, с. 96-101.

2. Булин Н. К. Динамические характеристики глубинных сейсмических волн PS Средней Азии. «Изв. АН СССР, сер. Физика 3емли», № 6, 1967, с. 117-125.

3. Булин H. К. Величина параметра Vp/Vs в земной коре при наличии осадочного слоя. «Прикл. геофизика», вып. 52, 1968, с. 73-82.

4. Булин Н.К., Сытин Ю. И. Использование обменных волн типа PSn для исследования глубинных интервалов разреза земной коры на территории Центральной Туркмении. - В кн.: Состояние и перспективы разв. геофиз. методов поисков и разведки полезных ископаемых. М., Гостоптехиздат, 1961, с. 34-44.

5. Волк В. Э. Опыт использования данных аэромагнитной съемки для изучения земной коры в пределах Арктического бассейна. - «Сов. геология», 1964, №11, с. 117-120.

6. Деменицкая Р. М. Основные черты строения коры 3емли по геофизическим данным. Л., Гостоптехиздат, 1961. 223 с.

7. Деменицкая Р. М. Кора и мантия 3емли. М., «Недра», 1967, 280 с.

8. Дибнер В. Д. Геологическое строение 3емли Франца-Иосифа. - Труды НИИГА, т.81,1957, с. 11-20.

9. Киселев Ю. Г. Сейсмические исследования с л/п «Ермак» в высоких широтах. - В кн.: Геофиз. методы разведки в Арктике, вып. 4, Л., 1962, с. 192-199. (Труды НИИГА, т.132).

10. Косминская И. П. Метод глубинного сейсмического зондирования земной коры и верхов мантии. М., «Наука», 1968. 227 с.

11. Литвиненко И. В. Особенности глубинного разреза земной коры северо-западной части Кольского полуострова и южной части Баренцева моря. - В кн.: Геология и глуб. строение восточной части Балтийского щита. Л., «Наука», 1968, с. 90-95.

12. Ляховицкий Ф.М. 3ависимость отношения скоростей Vp/Vs от величины скорости Vp - В кн.: Haучн. конф. вузов СССР с участием научно-исслед. ин-тов, 1969. Секция Акустика горн. пород. Тез. докл., М., 1969, с. 11-12.

13. Оборина С. Ф. К вопросу о строении земной коры в Арктике. - Изв. АН СССР. Сер.геофиз., 1961, № 6, с.818-821.

14. Пузырев Н.Н. Интерпретация данных сейсморазведки методом отраженных волн. М., Гостоптехиздат, 1959. 451 c.

15. Справочник геофизика. Т. 1У. Сейсморазведка. М., «Недра», 1966, 749 с.

Вернуться на главную страничку