CC BY
46
О петрофизической неоднородности земной коры и верхов мантии в двух районах Сибири по сейсмогравитационным данным и измерениям на образцах горных пород
В.Д. Суворов, Е.А. Мельник
Институт нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН, Новосибирск, 630090, Россия
Показано, что недра сейсмоактивной Байкальской рифтовой зоны и стабильного Далдыно-Алакитского района Якутской кимберлитовой провинции значительно различаются по величине и масштабу изменений коэффициентов Пуассона и петрофизической (химической по Буллену и Магницкому) неоднородности. Эти различия лишь частично можно связать с вещественным составом литосферы вследствие неоднозначного соотношения между натурными и лабораторными измерениями этих параметров при определении возможного типа горных пород. В Байкальской рифтовой зоне выделен интервал со скоростью продольных волн 6.1—6.5 км/с (интервал глубин около 10-20 км), в котором резко изменяется степень уменьшения петрофизической неоднородности.
Petrophysical heterogeneity of the crust and upper mantle in two Siberian regions by the seismic and gravity data and measurements on rock samples
V.D. Suvorov and E.A. Melnik
Institute of Petroleum Geology and Geophysics SB RAS, Novosibirsk, 630090, Russia
It is shown that deep in the seismically active Baikal rift zone and stable Daldyn-Alakit region of the Yakutia kimberlite province the value and scale of changes in Poisson’s ratios and petrophysical (chemical according to Bullen and Magnitsky) heterogeneity are different. The differences can only partially be related with the lithosphere composition due to a discrepancy between full-scale and laboratory measurements of these parameters when determining possible rock types. In the Baikal rift zone we distinguish an interval with longitudinal wave velocity 6.1-6.5 km/s (depth interval about 10-20 km) in which the degree of petrophysical heterogeneity reduction changes drastically.
1. Введение
Профильные наблюдения глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) обеспечивают получение достаточно надежных данных о двумерном распределении скорости продольных и поперечных волн в земной коре. На это указывают результаты прямого численного моделирования кинематики и динамики волнового поля, показывающие удовлетворительное соответствие наблюдаемых и расчетных характеристик опорных волн. Комплекс сейсмических и гравитационных наблюдений дает возможность построения обоснованных двумерных сейсмоплотностных моделей коры.
Основываясь на совокупности таких данных, можно сделать следующий шаг в изучении состава и состояния
вещества на глубине. Он заключается в использовании параметра петрофизической (химической [1-3]) неоднородности, рассматривавшегося ранее для глубоких оболочек Земли:
0К 1 dФ
—Т" ’ (1)
ар g dz
где К — модуль сжатия; р = pgz — литостатическое давление; g — ускорение силы тяжести; ф = К/р = Ур2 --4/3У$; р — плотность; Ур, У5 — скорости продольных и поперечных волн; z — глубина. Теоретически п = = 1 для однородных областей и п Ф 1 при отклонениях от неоднородности и при фазовых переходах. Как видно, этот параметр связан с изменениями модуля сжатия и плотности с давлением и соответственно с глубиной. В
© Суворов В.Д., Мельник Е.А., 2008
свою очередь, эти величины связаны с вариациями скорости продольных и поперечных волн.
Использование параметра петрофизической неоднородности при изучении структуры и вещественного состава земной коры требует данных о природе его изменений. В качестве первой попытки изучить этот вопрос мы сопоставляем результаты расчетов п по скоростям Ур, У8 из данных ГСЗ и сведений о распределении плотности, полученных по результатам сейсмогравита-ционного моделирования, с измерениями этих же параметров на образцах горных пород. Использованы две основные сводки данных, приведенные в работах [4, 5]. Между ними имеется существенное различие. В работе [5] обобщены данные лабораторных измерений, в основном для метаморфических пород, в интервале всестороннего давления 200-1000 МПа (с шагом 200 МПа), и они усреднены по одноименным группам. В сводке [4] представлены результаты измерений на отдельных образцах пород при давлениях 0.1, 100, 500, 1000, 1500 МПа.
В данной работе изложены результаты оценки изменения петрофизической неоднородности земной коры и верхов мантии для Байкальской рифтовой зоны и Далдыно-Алакитского алмазоносного района Якутской кимберлитовой провинции. В этих районах по данным ГСЗ получены сведения о распределении скоростей продольных, поперечных упругих волн и изменений плотности [6-8]. Особый интерес представляет изучение районов с существенно различным напряженно-деформированным состоянии земной коры. Один является сейсмически активным, а другой относится к наиболее стабильной части Сибирской платформы.
2. Распределение коэффициента Пуассона по данным ГСЗ и измерениям на образцах горных пород
На рис. 1 представлены графики изменения скорости продольных и поперечных волн с глубиной в осреднен-
Рис. 1. Изменения скорости продольных и поперечных волн в земной коре и верхах мантии Байкальской рифтовой зоны (звездочки) и Якутской кимберлитовой провинции (ромбы). Штриховой линией показан переходной слой «кора - мантия»
ной одномерной модели земной коры и верхов мантии Байкальской рифтовой зоны [6]. Характерным является присутствие прерывистого внутрикорового волновода и переходного слоя «кора - мантия». Для Якутской кимберлитовой провинции скорости в коре вдоль профиля ГСЗ «р. Моркока - г. Полярный - р. Муна» существенно изменяются по горизонтали, что связано также и с вариациями глубины залегания сейсмических границ [7, 8]. В этом случае построить осредненную зависимость скорости от глубины затруднительно, поэтому на рис. 1 приведены определения средней скорости в достаточно однородных блоках земной коры, отнесенные к серединам соответствующих интервалов глубины. Таким образом, наблюдающийся разброс данных на рис. 1 обусловлен горизонтальной неоднородностью как земной коры, так и верхов мантии.
Данные о скорости поперечных волн в литосфере Байкальской рифтовой зоны представлены в виде одномерной модели [6] (рис. 1). Некоторые сведения о существовании переходного слоя «кора - мантия» под Муйской впадиной были получены и по поперечным волнам [9]. В земной коре Якутской кимберлитовой провинции скорость поперечных волн заметно изменяется не только по глубине, но и по горизонтали в соответствии с основными закономерностями распределения скорости продольных волн. Кроме того, скорость поперечной волны 4.7-4.8 км/с на Мохо оценена только в южной части Якутской кимберлитовой провинции [10]. Величина ее остается постоянной несмотря на значительное изменение скорости продольной волны от 8.0 до
8.8 км/с.
В обширной литературе по районированию по типам земной коры (например [11, 12]) и по оценке ее вещественного состава активно используется коэффициент Пуассона (или отношение скоростей продольных и поперечных волн Ур/УБ) [11, 13-17]. Этот параметр может быть полезен и для решения нашей задачи. Рисунок 2 иллюстрирует изменения коэффициента Пуассона а по данным ГСЗ в сравнении с лабораторными измерениями на образцах различных типов горных пород. Данное представление отличается от традиционного тем, что обычно рассматривается зависимость а от глубин, тогда как здесь дана зависимость а от скорости Ур. Дело в том, что при значительных изменениях а вдоль профилей изображение в координатах а(^) будет представляться облаком точек. В то же время, а(УР) ближе к одномерной зависимости, в которой наиболее отчетливо проявляются основные закономерности.
При анализе данных измерений а на образцах горных пород нужно иметь в виду, что в начальной части зависимости а(УР) часто наблюдается высокий градиент нарастания а, который может значительно уменьшаться с ростом Ур (давления). Хотя для отдельных образцов это не проявляется. Обычно уменьшение нарастания коэффициента Пуассона с ростом УР объясняется
Кислые породы:
4 - -0- Граниты
-о-
- и -Д-
5 - \ с -+-Аляскитовый
-О- Биотитовый
.о _ 1 -V- Порфировидный
/\\
£ 6- 'Средние породы:
_0 -♦-Сиенит
1— -о -а-Андезит
о £ 7 Диорит
О 1 - О гЧ -ж- Гранит-гранодиорит
2—*1
8 -
а 1
9 ■ 1 1
0.2 0.3
Коэффициент Пуассона а
Основные породы:
А Габбро-нориты
ж \ УЪ
-Д-
6 - -X-
\ Базальт -о-
о ^Ж^Пиабаз -0-
-о
>£7' -Д-
.0 К > Габбро долеритовый
о о . Рч Л о — Габбро амфиболитовый
о. о 1 X — Габбро лейкократовый
б 1 I
8 - 1
Л
а б *
У ч I I 0.2 0.3
Коэффициент Пуассона а
0.1 0.2 0.3
Коэффициент Пуассона а
Ультраосновные породы: Перидотит
серпентинизированный Пироксениты оливиновые
Оливиниты
-Д- Перидотиты
— Оливинит шпинелевый
— Клинопироксенит шпинелевый
~а~ Пироксенит »*~ Дун ит
Метаморфические породы: Эклогиты -о- Амфиболиты Гнейсы:
-«■- Роговообманковый-плагиоклазовый -д- Биотит мусковитовый Аплитовидный биотитовый Двупироксеновый -о- Сланец кварц серицитовый плагиоклазовый
- + - Сланец кварц
мусковитовый
— Гранул ит гранат дистеновый
0.1 0.2 0.3
Коэффициент Пуассона а
Рис. 2. Изменение коэффициента Пуассона в зависимости от скорости продольных волн для образцов кислых и средних (а), основных (б), ультраосновных (в) и метаморфических пород (г) согласно [4]. Данные из работы [5] показаны линиями с кружками. Толстые линии с треугольниками (1) соответствуют сейсмическим данным по Байкальской рифтовой зоне (штриховая линия — переходный слой «кора - мантия») и с ромбами (2) — по Якутской кимберлитовой провинции
закрытием трещин и пор под действием всестороннего давления.
Для Байкальской рифтовой зоны и Якутской кимберлитовой провинции характер изменения а в зависимости от Ур существенно различен (рис. 2). Для рифтовой зоны а возрастает от 0.21 до 0.28, в то время как для кимберлитовой провинции эта величина практически постоянна и изменяется лишь в интервале 0.24-0.25. Значение а ~ 0.28 характеризует карбонатные породы осадочного чехла. Возникает вопрос о природе столь значительных различий в изменениях коэффициента Пуассона в консолидированной земной коре рассматриваемых областей.
Естественной попыткой ответить на этот вопрос является использование результатов лабораторных измерений на образцах различных типов горных пород, подвергнутых всестороннему сжатию. Как обычно, будем использовать классификацию пород на группы кислых и средних, основных, ультраосновных и метаморфических пород (рис. 2).
Для кислых и средних пород наиболее близкое соответствие данных ГСЗ для Якутской кимберлитовой провинции и лабораторных измерений по величине и характеру нарастания а можно найти только на локальном участке в интервале Ур = 6.2-6.4 км/с для гранита и гра-нит-гранодиорита (рис. 2, а). В Байкальской рифтовой зоне данные ГСЗ и лабораторные наблюдения существенно различны. Вывод из этих сопоставлений сделать довольно затруднительно, поскольку в данной выборке образцов не представлены породы именно из районов Байкальской рифтовой зоны, характеризующихся широким распространением гранитоидов. Наряду с этим, данным лабораторных измерений свойственен значительный разброс, обусловленный, по всей видимости, не только ошибками измерений, но и различием в вещественном составе и структуре образцов пород.
Для основных пород ситуация заметно изменилась (рис. 2, б). Данные ГСЗ для Байкальской рифтовой зоны располагаются в области нарастания а, свойственного участку закрытия трещин и пор под давлением для ряда
образцов габбро-норитов. Стабилизация а наблюдается при более высоких его значениях — 0.27-0.29. Существенно, что область соответствия данных охватывает широкий диапазон значений скорости от 6.2 до 7.5 км/с — фактически всю среднюю и нижнюю части земной коры. В Якутской кимберлитовой провинции значения а практически постоянные, тогда как по лабораторным данным они возрастают. И только локальная часть, для которой выше отмечалась близость с кислыми породами, коррелирует с изменениями а для долерито-вого габбро и габбро-норита. Следовательно, если для Байкальской рифтовой зоны предполагать состав коры (средней и нижней) близкий к основному, то эти породы должны быть трещиноватыми. Для Якутской кимбер-литовой провинции присутствие основных пород в коре не является характерным.
Представительность ультраосновных пород в земной коре невелика и это хорошо видно по данным из Байкальской рифтовой зоны, в сравнении с которыми лабораторные измерения а заметно меньше (рис. 2, в). Следует отметить, что коэффициент Пуассона в верхах мантии для Якутской кимберлитовой провинции задан условно равным 0.25, без дифференциации в зависимости от изменения скорости продольной волны от 8 до 8.8 км/с. Если а в верхах мантии принять равным 0.28 (для скорости 8.8 км/с) [10], тогда данные ГСЗ будут близки к значениям а для образцов перидотита.
Соответствие между значениями а по данным ГСЗ для Байкальской рифтовой зоны и результатами лабораторных измерений на образцах метаморфических пород (некоторые типы гнейсов и эклогитов) наблюдается в интервале скорости 6.2-7.0 км/с, охватывающем среднюю и нижнюю часть земной коры (рис. 2, г). Для кимберлитовой провинции соответствие между рассматриваемыми данными существует только на локальном участке, характеризующем верхи фундамента (скорость 6.2-6.4 км/с). Значения а в интервале скоростей 6.4-
7.2 км/с уменьшаются с ростом скорости, тогда как по измерениям на образцах коэффициент а возрастает.
3. Коэффициент петрофизической неоднородности в земной коре и по лабораторным измерениям на образцах горных пород
Для расчета модуля всестороннего сжатия К, входящего в уравнение для коэффициента петрофизической неоднородности (1), необходимо иметь сведения о распределении плотности и ее изменений с глубиной. Для района Якутской кимберлитовой провинции такие сведения получены путем гравитационного моделирования, основанного на сейсмической структуре земной коры и верхов мантии. Использовались предположения, что с увеличением скорости продольных волн плотность также возрастает и области с одинаковой скоростью имеют примерно одинаковую плотность. Сейсмический
разрез разбивался на ряд достаточно крупных однородных блоков со средней скоростью, для которых подбирались плотности так, чтобы результат удовлетворял наблюденному гравитационному полю [7, 8]. Для Байкальской рифтовой зоны использовались одномерные зависимости из работы [6].
Характер выявленной корреляционной связи между скоростью продольных волн и плотностью представлен на рис. 3. Как видно, между рассматриваемыми величинами уверенно наблюдается линейная корреляция с относительно небольшим разбросом данных. Используя эту зависимость, по известному градиенту нарастания скорости с глубиной в каждом из блоков коры можно оценить градиент изменения плотности в них, необходимый для расчета изменения модуля сжатия в зависимости от изменения давления dK/&Р. Давление на глубине предполагалось литостатическим и рассчитывалось обычным образом при заданной плотности в конкретном интервале глубин с учетом используемой блоковой структуры. Расчеты показывают, что погрешность определения величины п и коэффициента Пуассона а сравнимы. Так, при погрешности определения сейсмических скоростей и плотности в 3 % ошибка в определении п возрастает до 10-15 % и коэффициента Пуассона — до 15-20 %.
Результаты расчетов изменений коэффициента пет-рофизической неоднородности п в зависимости от скорости Ур представлены на рис. 4. Как можно видеть, разрезы консолидированной земной коры и верхов мантии рассматриваемых районов довольно значительно различаются по этому параметру. В Якутской кимберлитовой провинции п с глубиной возрастает от 1-1.5 до 3. Некоторое увеличение п до 6-7 может иметь место для аномально высокой скорости на Мохо. Для Байкальской рифтовой зоны величина п систематически уменьшается от 22 в верхней коре до ~1 в верхах мантии. Из-за высоких градиентов скорости и соответственно плотности резко аномальным является переходный слой «кора - мантия», в котором максимальное значение п
3.5
-1-----1------1-----1------1------1-----1---
6 7 8
Скорость продольных волн, км/с
Рис. 3. Корреляционные связи между скоростью продольных волн и плотностью в земной коре и верхах мантии Байкальской рифтовой зоны (1) и Якутской кимберлитовой провинции (2)
Химическая неоднородность
Химическая неоднородность
Химическая неоднородность Химическая неоднородность
Рис. 4. Изменение коэффициента петрофизической неоднородности в зависимости от скорости продольных волн для образцов кислых и средних (а), основных (5), ультраосновных (в) и метаморфических (г) пород по [4]. Данные из работы [5] показаны линиями с кружками. Обозначения те же, что на рис. 2
достигает почти 60. Принимая во внимание оценку погрешности определения коэффициента п ~ 20-30 %, можно считать его изменения в большинстве случаев значимыми.
Петрофизическая неоднородность образцов кислых пород со скоростью до 6 км/с характеризуется значительным разбросом и находится в основном вне поля значений п для верхов консолидированной коры Байкальской рифтовой зоны. Исключение составляет образец гранита, для которого изменение п аналогично наблюдающемуся в верхах коры (п ~ 21 при скорости ~5.8 км/с). Для средних пород п ~ 1 в области значений Ур = 6.3-6.8 км/с и, учитывая близкий характер изменения петрофизической неоднородности с увеличением скорости (давления), с некоторой условностью их можно принять близкими к данным по Якутской кимберли-товой провинции (рис. 4, а).
Изменения петрофизической неоднородности по данным ГСЗ и измерениям на образцах основных пород различны (рис. 4, б). В земной коре с увеличением скорости коэффициент п изменяется мало, в то время как образцы показывают значительное уменьшение неодно-
родности. При этом следует иметь ввиду, что скорость на образцах основных пород заключена преимущественно в интервале 7-7.5 км/с. Сведения о присутствии значительных объемов пород с такой скоростью в земной коре рассматриваемых районов отсутствуют. Некоторое исключение составляет Байкальская рифтовая зона, где зафиксирован слой пород со значительно пониженной скоростью 7.7-7.8 км/с, относимый к верхам аномальной мантии [6]. Следовательно, по величине п присутствие в низах коры значительных объемов основных пород маловероятно несмотря на близкие значения скорости.
В земной коре Якутской кимберлитовой провинции данные о скорости менее 8 км/с, соответствующие ультраосновным породам, практически отсутствуют (рис. 4, в). Поэтому можно только отметить близость значений п для аномального слоя со скоростью 7.7-
7.8 км/с в Байкальской рифтовой зоне и по данным для образцов.
Наиболее близкое соответствие наблюдается между п в земной коре и ее измерениями на образцах метаморфических пород для Якутской кимберлитовой провин-
ции в области изменения скорости 6.2-7.0 км/с (рис. 4, г). Для верхов мантии петрофизическая неоднородность в этом регионе несколько выше, чем для образцов эклогитов и мафического эклогита [5], но близка к значениям для Байкальской рифтовой зоны. В верхней части земной коры Байкальской рифтовой зоны величина п повышена, что соответствует измерениям на образцах в области, связанной с закрытием пор и трещин. Так, например, значения п в верхней коре близки к измеренным на образце роговообманкового плагиоклазо-вого гнейса. Также имеется некоторое подобие в изменениях п на образцах и в слое аномальной мантии. Однако в обоих случаях повышенные значения п характерны для образцов только при малых давлениях, когда вероятно присутствие раскрытых трещин и пор. Если для скорости —6.0 км/с, на глубине —10—15 км (интервал корового волновода) это еще можно предполагать, то для аномалии п на уровне перехода «кора - мантия» давление гораздо выше, чем то, при котором происходит закрытие трещин и пор.
Заслуживает внимания и сравнение изменений коэффициента неоднородности со сдвиговой прочностью и коэффициентом внутреннего трения, полученных для Байкальской рифтовой зоны [18] (рис. 5). Они представлены также не в традиционной зависимости от глубины, а от величины скорости продольных волн. Главный результат такого представления заключается в четком обособлении интервала скорости 6.1-6.5 км/с (глубина 1020 км), в котором происходят наиболее резкие изменения геомеханических параметров и начинается область стабилизации петрофизической неоднородности. Этот интервал является пограничным переходом от низкой сдвиговой прочности (25-40 МПа) к повышенной (до 200 МПа). Коэффициент внутреннего трения в этом интервале уменьшается от 0.26 до 0.01. Отметим отсутствие значительных изменений п в сейсмически стабильном регионе Якутской кимберлитовой провинции, где скорость 6.1-6.4 км/с свойственна поверхности фундамента, залегающего на значительно меньшей глубине 2-5 км (рис. 1).
4. Обсуждение результатов
Предварительно отметим одну немаловажную деталь. Здесь рассматриваются изменения коэффициентов а и п в зависимости от величины скорости, хотя обычно данные анализируются в зависимости от глубины. Имеется ряд факторов в пользу выбранного представления. Изменения сейсмических и плотностных характеристик в земной коре и верхах мантии происходят не только с глубиной, но и по латерали, что требует двумерного представления данных, несмотря на то что соотношение «скорость продольных волн - плотность» в большинстве случаев вполне удовлетворительно описывается линейной зависимостью, что видно на (рис. 3), а также в сводках большого количества данных [16]. Коэф-
Сдвиговая прочность, МПа
Коэффициент внутреннего трения
Петрофизическая неоднородность
Рис. 5. Сдвиговая прочность (а), коэффициент внутреннего трения (б) и петрофизическая неоднородность (в) для земной коры и верхов мантии Байкальской рифтовой зоны (1) и Якутской кимберлитовой провинции (2)
фициент Пуассона в земной коре Байкальской рифтовой зоны изменяется с глубиной достаточно сложным образом в соответствии с изменением скоростей (рис. 1), тогда как в зависимости от скорости это однозначное соответствие (рис. 3). Понятно также, что сейсмические скорости и глубина определенным образом связаны и при желании всегда можно перейти к оценке глубины, используя данные на рис. 1.
Использование коэффициента петрофизической неоднородности показало определенные различия между земной корой и верхами мантии сейсмически стабильной части Сибирской платформы и сейсмоактивной Байкальской рифтовой зоной. В консолидированной земной коре Якутской кимберлитовой провинции п изменяется с увеличением скорости незначительно — от
1.2 до 2.5. В Байкальской рифтовой зоне ситуация существенно иная, п уменьшается с увеличением скорос-
ти (глубины) от 22 до —1. Эти районы отличаются и по характеру изменения коэффициента Пуассона. В земной коре Якутской кимберлитовой провинции он практически постоянен и близок к 0.25, тогда как в Байкальской рифтовой зоне возрастает с ростом скорости (глубины) от 0.21 до 0.28.
Использование данных лабораторных измерений на образцах горных пород представляет интерес для оценки (ограничений) вещественного состава земной коры и верхов мантии [12-17] по геофизическим данным. Данные о петрофизической неоднородности позволяют получить некоторые новые важные сведения для решения такой задачи. Для каждого из регионов сводка данных представлена в табл. 1.
При совместном рассмотрении коэффициентов а и п для земной коры Байкальской рифтовой зоны не удалось найти представительных данных лабораторных измерений, которые можно было бы определенно соотнести с данными натурных наблюдений (ГСЗ и плотности) и тем самым оценить вещественный состав какого-либо интервала коры. Имеющиеся данные не имеют общих интервалов скорости, в которых бы присутствовали образцы с близкими значениями п и а (табл. 1). Возможно, это связано с отсутствием представительных данных по образцам пород именно из районов Байкальской риф-товой зоны. В первую очередь, это относится к грани-тоидам, которые широко распространены в верхней части земной коры этого региона. По имеющимся лабораторным измерениям можно условно предполагать их присутствие в трещиноватом состоянии (интервал ско-
рости 5.5-6.5 км/с). Однако по коэффициенту Пуассона близкими оказываются значения п, расположенные в другом интервале скорости — 6.2- 6.4 км/с. Аналогичные соотношения наблюдаются для средних, основных, ультраосновных и метаморфических пород. Дополнительно только можно отметить особенность изменения п для основных пород. Здесь на образцах габбро-нори-тов наблюдается контрастное уменьшение п с ростом скорости, тогда как по натурным данным уменьшение п значительно меньше и графики для этих данных пересекаются почти под прямым углом. В области пересечения (интервал скорости 6.9-7.4 км/с) значения п, естественно, одинаковые, но характер их изменения различен. Для ультраосновных пород, представляющих верхи мантии, также не наблюдается однозначного соответствия между натурными и лабораторными измерениями.
В Якутской кимберлитовой провинции соотношение между коэффициентами а и п по образцам пород и натурным измерениям носит другой характер. Так, верхняя кора в интервале скорости 6.2-6.6 км/с (глубина 212 км) может быть представлена кислыми и средними породами по обоим параметрам. Присутствие основных пород маловероятно, так как наблюдается близость значений коэффициентов Пуассона и петрофизической неоднородности в различных интервалах скорости (табл. 1). Для ультраосновных пород, представляющих собой верхи мантии, по коэффициенту а подходит перидотит, но по п подходящие образцы отсутствуют. Наиболее полное соответствие данных наблюдается для мета-
Таблица 1
Соотношение между натурными и лабораторными измерениями коэффициентов Пуассона и петрофизической неоднородности
Тип породы Коэффициент Пуассона Петрофизическая неоднородность
Байкальская рифтовая зона
Кислые, средние Гранит, гранит-гранодиорит 6.2-6.6 км/с Трещиноватый гранит 5.5-6.5 км/с
Основные Габбро-нориты, в том числе трещиноватые 6.2-7.4 км/с
Ультраосновные Пироксенит оливиновый (трещиноватый) 6.2-7.0 км/с Пироксенит, перидотиты 7.7-7.8 км/с
Метаморфические Эклогиты, гнейсы 6.2-7.0 км/с Гнейсы трещиноватые, 5.8-6.2 км/с Эклогиты, гнейсы, 8.1-8.2 км/с
Далдыно-Алакитский район Якутской кимберлитовой провинции
Кислые, средние Гранит, гранит-гранодиорит 6.2-6.6 км/с Гранит, гранит-гранодиорит 6.2-6.5 км/с
Основные Габбро-норит, габбро долеритовый 6.2-6.5 км/с Габбро-норит, габбро долеритовый 6.8-7.0 км/с
Ультраосновные Перидотит 7.9-8.2 км/с
Метаморфические Гнейс биотитовый, гранито-гнейс 6.2-6.5 км/с Гнейс биотитовый, слюдяной кварцевый сланец, парагранулит 6.2-6.6 км/с
морфических пород, также представляющих верхнюю часть земной коры, что соответствует геологическим данным [19].
Таким образом, лишь в отдельных случаях по значениям и характеру изменения упругих характеристик (коэффициентов а и п), соотнося их с лабораторными измерениями на образцах горных пород, можно определить (ограничить) тип горных пород, слагающих земную кору и верхи мантии и объяснить возможную природу различий между а и п. Это может быть обусловлено недостаточной представительностью данных по образцам, но также и неучетом различий в их химическом составе, микроструктуре и состоянии, в котором породы находятся в естественном залегании. Возможна также и значительная зависимость изучаемых параметров от масштаба. Действительно, натурные данные характеризуют блоки литосферы размером в первые десятки километров, тогда как размеры образцов при лабораторных измерениях составляют сантиметры. Соответственно различаются и частоты сейсмических колебаний, являющихся основным инструментом исследований. В горном деле имеются некоторые сведения о значительном влиянии масштаба на скорость сейсмических волн, прочностные и деформационные характеристики горных пород, правда, в приповерхностных условиях [20]. Таких данных явно недостаточно и нет полной ясности, как масштабный эффект зависит от изменения состояния пород с глубиной.
Сопоставление петрофизической неоднородности со сдвиговой прочностью и коэффициентом внутреннего трения, полученными в результате численного моделирования [18], приводит к локализации скоростного интервала в земной коре 6.1—6.5 км/с (в Байкальской рифтовой зоне это глубина—10 —20 км), в котором происходят контрастные изменения этих параметров. Природа этого явления неясна и требует дополнительных исследований. Здесь можно только добавить, что этот интервал земной коры является в Байкальской рифтовой зоне наиболее сейсмоактивным, в нем сосредоточено наибольшее количество землетрясений.
Литература
1. Bullen K.E. An Earth model based on a compressibility-pressure hypo-
thesis // Mon. Not. R. Astr. Soc., Geophys. Supple. - 1950. - V 6. -
P. 50-59.
2. Магницкий В.А. О физическом состоянии вещества в глубоких областях земного шара // Труды Геоф. Института. № 26 (153). - М.:
Изд-во АН СССР, 1955. - С. 61-85.
3. Буллен К.Е. Введение в теоретическую сейсмологию. - М.: Мир,
1966. - 460 с.
4. Баюк Е.И., Лебедев Т.С. Упругие свойства минералов и горных пород // Физические свойства минералов и горных пород при высоких термодинамических параметрах: Справочник / Под ред. М.П. Воларовича. - М.: Недра, 1988. - С. 5-69.
5. Christensen N.I. Poisson’s ratio and crustal seismology // J. Geophys. Res. B. - 1996. - V. 101. - No. 2. - P. 3139-3156.
6. Крылов С.В., Мишенькина 3.P., Кульчинский Ю.В., Тен Е.Н., Ше-лудько И.Ф. Характеристика сейсмоактивной литосферы для северо-востока Байкальского региона по данным детальных работ методом ГСЗ на P- и S-волнах // Геология и геофизика. - 1993. -№8. - C. 110-119.
7. Суворов В.Д., Мельник Е.А., Манаков А.В. Глубинное строение Далдыно-Алакитского кимберлитового района по данным ГСЗ и гравитационного моделирования (Западная Якутия) // Физика Земли. - 2005. - № 5. - C. 35^7.
8. Суворов В.Д., Мельник Е.А., Манаков А.В. Структурно-вещественная модель земной коры Далдыно-Алакитского кимберлитового района по данным Р- и S-волн и гравитационного моделирования // Региональная геология и металлогения. - 2005. - №2 26. - С. 110120.
9. Мишенькина 3.P., Мишенькин Б.П. Изучение зоны перехода от зем-
ной коры к верхней мантии на северо-востоке Байкальской рифто-вой зоны по данным рефрагированных и отраженных волн // Физика Земли. - 2004. - № 5. - С. 47-57.
10. Селезнев В.С., Соловьев В.М., Суворов В.Д., Крейнин А.Б. Использование поперечных волн при глубинном сейсмическом зондировании в Западной Якутии // Геология и геофизика. - 1987. - №2 1. -С. 90-98.
11. Егоркин А.В. Строение земной коры по сейсмическим геотраверсам // Глубинное строение территории СССР. - М.: Наука,
1991.- С. 118-135.
12. Holbrook W.S., Mooney W.D., Christensen N.I. The seismic velocity structure of the deep continental crust // Continental Lower Crust / Ed. by D.M. Fountain, R. Arculus, R.W. Kay. - Amsterdam: Elsevier,
1992. - P. 1-34.
13. Сейсморазведка методом поперечных и обменных волн / Н.Н. Пу-зырев, А.В. Тригубов, Л.В. Бродов, Г.В. Ведерников, К.А. Лебедев, И.Р Оболенцева, Т.В. Нефедкина, Л.Н. Худобина, Б.П. Сибиряков, Т.Н. Куличихина, Г.Н. Лебедева, Л.В. Каржева. - М.: Недра, 1985. - 227 с.
14. Алейников А.Л., Егоркин А.В., Немзоров Н.И. Прогноз вещественного состава земной коры по данным ГСЗ // Советская геология. -1990. - № 10. - C. 91-97.
15. Крыглов С.В., Брыгксин А.В., Тен Е.Н. Упругие свойства силикатных минералов и кристаллических горных пород для изотропной модели // Геология и геофизика. - 1990. - № 12. - C. 101-112.
16. Christensen N.I., Mooney W.D. Seismic velocity structure and composition of the continental crust: A global view // J. Geophys. Res. B. -1995. - V. 100. - No. 7. - P. 9761-9788.
17. Кашубин С.Н., Дружинин В.С. Развитие метода ГСЗ на Урале // Физика Земли. - 1998. - № 7-8. - C. 30^3.
18. Гольдин С.В., Суворов В.Д., Макаров П.В., Стефанов Ю.П. Структура и напряженно-деформированное состояние литосферы Байкальской рифтовой зоны в модели гравитационной неустойчивости // Геология и геофизика. - 2006. - Т. 47. - № 10. - С. 1094-1105.
19. Розен О.М., Манаков А.В., Суворов В.Д. Коллизионная система северо-востока Сибирского кратона и проблема алмазоносного литосферного киля // Геотектоника. - 2005. - № 6. - С. 42-67.
20. Савич А.Н., Ященко 3.Г. Исследование упругих и деформационных свойств горных пород сейсмоакустическими методами. - М.: Недра, 1979. - 214 с.
Поступила в редакцию 29.10.2007 г.
