Обобщение сейсмической модели верхней литосферы Тихого океана

Примечание: В скобках даны названия слоев по А. Мюро и И. Шеффлеру.

Построенная таким образом модель океанической коры существенно отличалась от известной к тому времени модели континентальной коры значительно меньшей мощностью и отсутствием гранитного слоя. В дальнейшем эти результаты как будто нашли подтверждение в резком возрастании (до 400×10^{-5 м}×с^-2) «насыпных» аномалий Буге (см. гл. X, §2) над океаническими котловинами и «выявлении» особого типа знакопеременных полосовых аномалий магнитного поля, будто бы присущих только океанам.

Все это повлекло за собой радикальный пересмотр материалов континентальной геологии и геофизики и создание новых геотектонических концепций, способных объяснить вскрывшийся «феномен» в структуре каменной оболочки Земли континентов и океанов. Несмотря на совершенствование аппаратурных комплексов и повышение детальности сейсмических исследований, в 70-х годах принципиально новых данных, в частности о мощности коры и структуре верхней мантии в океане, получено не было. Причина этого заключается в том, что длина годографов не только не увеличилась, но и, наоборот, с введением в массовую эксплуатацию сейсмоакустических радиобуев и невзрывных источников возбуждения сейсмических колебаний (спаркеры, бумеры, пневмопушки) уменьшилась, что было обусловлено также ограниченностью дистанции взрыв-прибор дальностью УКВ-связи (до 25 – 50 км).

Однако с 60-х годов стали появляться критические работы Г.Ф. Афанасьева, в которых на основе данных геохимии и отчасти физики пород при высоких давлениях ставились под сомнение постулируемые сейсмикой различия в строении и составе коры под океанами и континентами (Афанасьев, 1970). Впоследствии эти идеи были развиты А. А. Прониным (1977), продемонстрировавшим на обширном фактическом материале широкую распространенность кислых пород и их дериватов на дне современных океанов. Принципы изоморфизма коры в континентальных и океанических областях развиваются также в работах автора, В.А. Соловьева, Н.К. Булина и др. В частности, Н.К. Булиным в 1979 г. на основе рассмотрения новейших данных ГСЗ выдвинуто предположение, что граница со скоростью 8,1 км/с в океанах не является подошвой коры. В качестве таковой он предложил рассматривать нижележащую границу (8,2 – 8,4 км/с), что должно было, по его мнению, уравнять мощности коры в океанах и на континентах. Истоки же представлений, об одинаковой структуре коры в континентальной и океанической областях, восходят к Э. Зюссу, и до 50-х годов нашего столетия они практически оставались незыблемыми.

Таким образом, проблема выделения различных типов коры не только не была решена, но и, наоборот, в свете поступающей новой геолого-геофизической информации приобретала все более острый дискуссионный характер, а от ее решения во многом зависели выбор перспективных направлений дальнейшего развития практической геологии и геофизики, крушение или утверждение современных геотектонических воззрений на эволюцию континентальных и океанических областей Земли.

Как же возникли современные представления о континентальном и океаническом типах строения земной коры?

Как уже говорилось (см. гл. II), впервые граница со скоростью прохождения сейсмических волн 8,1 км/с была выделена А. Мохоровичичем в 1909 г. по годографу первых вступлений от Загребского землетрясения на эпицентральном расстоянии 200 км, что соответствовало глубине проникания волны 50 км. В дальнейшем существование этой границы было подтверждено многочисленными измерениями на материалах отраженных, преломленных, обменных и поверхностных волн повсеместно в пределах континентальной суши (Буллен, 1978; Гутенберг, 1963). При этом уверенная регистрация кровли сейсмической границы, характеризующейся скоростями 7,9 – 8,2 км/с и получившей название «границы М», осуществлялась на протяженных системах наблюдения в интервале 170 – 200 км. Однако в первых океанических наблюдениях ГСЗ скорость 7,4 – 8,1 км/с чаще всего регистрировалась начиная с расстояния 25 – 30 км (Юинг, Пресс, 1957). В целом же системы наблюдений и годографы здесь, как правило, не превышали длины 35 – 70 км и редко продолжались за пределы этой базы (Зверев, 1970; Непрочнов, 1976; Юинг, Пресс, 1957), что было вызвано несовершенством первых аппаратурных комплексов, высоким уровнем шумов, мешающих дальней регистрации волн, малой мощностью и ограниченностью видимым горизонтом УКВ-передатчиков автономных сейсмоакустических радиобуев. Интерпретация велась исходя из предположения о регистрации в первых вступлениях головных волн, часто по одиночным годографам, не обеспечивающим контроль за наклоном границ раздела.

В конце 50-х и начале 60-х годов благодаря работам А.С. Алексеева, Л.М. Бреховских, Б.Я. Гельчинского, Т.И. Облогиной и др. было доказано, что в реальных средах с положительным градиентом скорости образуют не головные, идущие вдоль границы, а рефрагированные волны, проходящие под границу (рис. 85). Тем не менее, годографы головных и рефрагированных волн сходны и начинаются в общей точке выхода критического луча.

Времена и кажущиеся скорости в начальной точке для обоих типов волн определяются по идентичным формулам (см. гл. IX). Поскольку глубина рефракции зависит от вертикального градиента скорости, интерпретация рефрагированной волны как головной ведет к существенным погрешностям в определении глубины залегания границ, в том числе и границы М, в сторону ее занижения, которая при глубине

Рис. 85. Лучи и годографы рефрагированных волн при наличии в разрезе

дна океана высокоскоростного тонкого слоя 7,6 – 8,1 км/с

залегания границы в 10 – 12 км от уровня моря может быть фиктивно уменьшена на 1 – 2 км. Кроме того, при наличии сильных поглощающих слоев с отрицательным градиентом скорости, высоком уровне помех, большой дискретности пунктов возбуждения (5 – 9 км и более), допускающих возможность пропуска момента смены волн, слабой интенсивности самих исходных сигналов проходящая через слой 8,1 км/с волна вследствие отрицательного градиента скорости испытывает отрицательную рефракцию в толще 6,5 км/с, отчего может не вернуться к поверхности наблюдения, рассеявшись на глубине (см. рис. 85). Однако при наличии положительного градиента в низкоскоростном слое 3 и отсутствии в нем промежуточных границ волна постепенно испытает рефракцию и вернется к поверхности наблюдения, но на значительном удалении от пункта возбуждения в закритической области. При этом будет наблюдаться протяженная (до 25 км) зона сейсмической тени, наличие которой создает видимость отсутствия границ ниже горизонта 7,6 – 8,1 км/с. Учитывая, что рефрагированная в слое 3 волна подходит к границе слоя 2 под углом, близким к вертикали, или полного внутреннего отражения, она будет значительно ослаблена за счет высокого коэффициента отражения на границе 3 – 2 (своеобразный подэкранный эффект). Все сказанное, особенно при наблюдениях на коротких базах и со слабыми невзрывными источниками возбуждения, могло исключить всякую возможность регистрации волн от слоя 3, особенно при наличии в среде промежуточного высокоскоростного слоя. Лишь при отстреле длинных баз наблюдений с применением мощных взрывов волны могут пройти слой 3, достигнуть очередной границы раздела со скоростью 8,2 – 8,4 км/с и регистрироваться на поверхности в первых вступлениях на дистанциях более 100 км от пункта взрыва (см. рис. 85).

Исследования в 1975 – 1977 гг. на длинных профилях (200 – 600 км) с применением мощных взрывов, использованием волн от землетрясений во многом убеждают нас в справедливости сделанного предположения.

Так, Е.А. Старшинова в 1976 г. на материалах ГСЗ юго-восточнее Курильских островов установила, что скорость 8,1 км/с здесь регистрируется в тонком (около 2 км) слое, ниже которого до глубин 15 – 20 км скорость существенно понижается. Н.К. Булин приводит подробную сводку данных, свидетельствующих о широком распространении в разрезе океанических областей по крайней мере трех зон пониженных скоростей на глубинах от 2 до 15 км ниже дна. Например, в пределах Восточно-Тихоокеанской возвышенности (21° с. ш.) на глубине 2 – 4 км наблюдается чередование скоростей – 7,0 - 4,8 - 6,7 км/с; на Срединно-Атлантическом хребте – 5,4 - 3,2 - 6,3 км/с; на хребте Горда – 6,3 - 5,65 - 7,56 км/с. В Кокосовой котловине, по данным 40 профилей, установлен второй волновод – 6,8 - 6,5 - 8,0 км/с; в котловинах восточнее Тихоокеанского рифта под слоем 7,9 – 8,3 км/с мощностью 1,0 – 1,6 км обнаружен слой со скоростью 6,5 км/с.

Более того, на всех известных базах наблюдения с длиной годографа, превышающей 100 – 150 км, на глубине 25 – 45 км обнаружены границы с кажущейся скоростью 8,2 – 8,4 – 8,6 км/с. В частности, в западной части глубоководной Черноморской впадины автор еще в 1966 г. на судне «Академик Обручев» получил годограф длиной более 180 км, на котором скорость 8,2 км/с прослеживалась с дистанции 42 км, а скорость 8,4 км/с (глубина границы 49 км) – с дистанции 110 км. На годографах, полученных при участии автора в Японском море в 1964 г. и на Срединно-Атлантическом хребте в зоне разлома Атлантис, начало регистрации волны с кажущейся скоростью 9,0 км/с составило 45 и 47 км соответственно. В Тихом океане в котловине близ Курильских островов, по данным С.М. Зверева (Зверев, 1970), скорость 8,8 км/с (глубина границы 40 км) регистрировалась, начиная со 100 км от пункта взрыва. Однако эти данные первоначально не привлекли особого внимания исследователей.

В целом увеличение базы наблюдения до 150 – 200 км и более обеспечивает, как правило, регистрацию границы, залегающей на глубине 25 – 30 км, т. е. значительно глубже так называемой границы М. Аналогичные данные имеются по другим районам и для континентов, где под горизонтом М регистрируются границы со скоростями 8,2 – 8,4 км/с (Asada T., Shimamura H., 1976; Orcutt I.A., 1976). Такой разрез установлен в Южно-Каспийской впадине, западной части Средиземного моря, на Канадском щите в районе озера Верхнего, под Андами, под Рейнским грабеном, в предгорьях Судет, на Балтийском щите, под Японскими островами, Туранской плитой, Уралом, Памиром и т. д.

Таким образом, приведенные данные показывают, что регистрация волн с высокими кажущимися скоростями в океанических областях начинается над подводными возвышенностями на расстоянии 45 – 50 км от пункта взрыва, в котловинах – на 100 – 110 км, что соответствует глубине залегания преломляющих границ 12 – 15 ¸ 23 – 50 км. Это подтверждается данными эксперимента (Long shot) с использованием записей волн от удаленных взрывов и землетрясений, согласно которым скорость 8,2 – 8,4 и даже 8,6 км/с в океанических областях обнаруживается на границах, расположенных на глубине 40 – 50 км. И хотя эти наблюдения еще несопоставимы по детальности с сухопутными (они в значительной мере носят пока рекогносцировочный характер), тем не менее, полученные данные указывают на стратифицированное строение перисферы глубже традиционной границы М в океанах.

Следовательно, для решения вопроса о различных типах коры необходимо было с самого начала вести сопоставления по годографам, длина которых была бы соизмерима как на континентальных, так и на океанических трассах. Первые же сравнения таких годографов стали свидетельством несостоятельности сложившихся представлений о двух типах коры – континентальной и океанической. Регистрируемая в некоторых районах океанических котловин на глубине 4 – 6 км под уровнем дна граница со скоростью 7,6 – 8,1 км/с может соответствовать тонкому высокоскоростному слою метаморфических, интрузивных или магматических пород, имеющих ограниченное по площади распространение. Дискретные, подобно буровым скважинам, данные ГСЗ не дают основания к заключению о сплошном распространении этого слоя на обширных пространствах океанических котловин. Анализ спектрального состава волновых полей закритической части годографов показывает, что волны от границы М в первых вступлениях на многокилометровых трассах имеют двойной (или более), сложный спектр с максимумами 5 – 6 и 16 – 20 Гц. Подобная картина характерна для тонких (по отношению к длине волны) слоев (Авербух А. Г., 1975; Непрочнов Ю. П., 1976). В связи с этим следует отметить тот немаловажный факт, что и на континентах довольно часто регистрируются высокие скорости рефрагированных, отраженных и преломленных волн от неглубоко расположенных интрузивных магматических и эвапоритовых комплексов, превышающие значения 7,2 – 8,2 км/с. Однако здесь никому не приходит мысль принимать такие сейсмические горизонты за подошву коры, залегающую ниже земной поверхности от сотен до нескольких тысяч метров.

Сейсмическая граница с преобладающими значениями скоростей 7,6 – 8,1 км/с, залегающая на глубине 3 – 6 км ниже дна и установленная в большинстве районов глубоководных котловин, в ряде случаев соответствует, видимо, кровле маломощного (1 – 2 км) слоя и поэтому не может быть отождествлена с подошвой земной коры, аналогичной той, что регистрируется на глубине 35 – 40 км под континентальными блоками. В других случаях скорость определена ошибочно (т. е. ее значение завышено) вследствие неполноты системы наблюдения и недостаточной обеспеченности годографа. При этом колебания значений скорости могут быть существенными. Поэтому при наличии в разрезе высокоскоростного слоя 7,2 – 8,1 км/с, подстилаемого толщей 6,5 – 6,7 км/с в закритической области, вследствие отрицательной рефракции возможно образование протяженной зоны тени (см. рис. 85). А при определенных соотношениях мощности и градиента скорости годограф от этого слоя будет вырождаться в точку или, в лучшем случае, иметь весьма непротяженный интервал слежения. Его легко можно пропустить при той большой дискретности наблюдения, которая была свойственна морским сейсмическим измерениям, когда расстояния между пунктами взрыва достигали 10 – 20 км и более.

Кроме того, при наблюдениях на коротких базах, не превышающих обычно 30 – 50 км, и со слабыми невзрывными источниками (особенно при работах с радиобуями) вследствие отражения и рассеивания от подошвы высокоскоростного слоя рефрагированные и отраженные волны от низкоскоростного слоя вообще регистрироваться не будут. Это подтверждают многочисленные примеры сильного затухания волн на дистанциях свыше 30 – 60 км в океанах. Не исключено, что именно такая модель среды при отмеченных условиях наблюдения послужила причиной появления «океанических» разрезов земной коры.

Для проверки этого предположения нами был проанализирован сейсмический материал по 268 годографам преломленных волн, полученных на всех крупнейших морфоструктурах дна океана за период 1950 – 1978 гг. и положенных в основу построения современной сейсмической модели «океанической» коры. Анализ показал, что 60% годографов имеет длину 5 – 20 км, 30% – 20 – 50 км, 8% – 50 – 100 км и лишь 2% – 100 – 180 км. Таким образом, более 98% всех наблюдений, согласно расчетам по формуле Гертглотца-Вихерта, обеспечивают глубину исследований не более 5 – 12 км, что исключает удовлетворительное решение вопроса о сейсмической структуре океанических областей на глубину, соизмеримую с известной мощностью континентальной коры, составляющей в среднем 33 – 40 км. Как видно из графика (рис. 86), в градиентных средах рефрагированные от границ на такой глубине волны придут в первых вступлениях в океанах на дистанции 130 – 145 км от пункта взрыва. В связи с этим уместно отметить, что на континентах подошва коры обычно регистрируется на протяженных базах наблюдения, превышающих 180 – 200 км. Полученный вывод полностью согласуется с выявленной по данным непосредственных измерений зависимостью между глубиной сейсмических

Рис. 86. Эмпирически установленная по данным 268 годографов

(1950 – 1979 гг.) зависимость глубины сейсмозондирования от длины

профиля (2) и сравнение ее с теоретической кривой(1) (Орлёнок, 1985)

зондирований и длиной годографа. Таким образом, для однозначного решения вопроса о мощности коры необходимо было с самого начала вести сравнения морских сейсмических разрезов с континентальными на одинаковых и достаточно протяженных базах наблюдения и во всяком случае не меньших, чем 180 – 200 км. Однако отработка подобных систем наблюдения в океане вплоть до 1976 г. практически не производилась, и особенности сейсмической структуры верхов разреза, по существу, распространяются априори на значительные глубины и пространства.

Продолжая статистический анализ мировых данных, мы установили, что 75% всех годографов – одиночные; 85% встречных и одиночных годографов волны, относимой к подошве коры (скорость 7,6 – 8,2 км/с), построены по 1 – 3 точкам, 12% – по 4-7 точкам и 3% – по 10 – 20 точкам. Отсюда следует, что 85 – 87% всех наблюдений подошвы океанической коры имеют очень низкую точность измерения скоростей, при которых возможны вариации скоростей от 4 до 9 км/с. В связи с этим необходимо отметить, что в 26% случаев к границе М был отнесен слой со скоростью 7,0 – 7,8 км/с, а в 55% скорость в последнем слое достигла всего лишь 5,4 – 6,5 км/с. И хотя в таких случаях глубже исследования не проводились, скорость в нижележащей среде определялась «теоретически» исходя из модели Рейта (см. табл. X.4). Только на 41 из 268 годографов была обнаружена граница со скоростью порядка 8,0 км/с. При этом лишь 19 из них имеют длину более 100 км, 12 являются одиночными. Таким образом, и из этих данных следует, что только 12 – 15% всех годографов дали скорость порядка 8,0 км/с, которая к тому же может быть отнесена к кровле промежуточного тонкого слоя.