Глубинные сейсмические разрезы и их геологическая интерпретация

Размещено на http://www.allbest.ru/

Контрольная работа

Глубинные сейсмические разрезы и их геологическая интерпретация

Припятский прогиб -- крайний западный субширотный сегмент Припятско-Донецкого позднего (палеозойского) авлакогена, входящего в более протяженную систему Сарматско-Туранского линеамента. Длина прогиба около 280, ширина 140-150 км. Его формирование относится к герцинскому этапу развития (поздний девон-средний триас). Он выполнен главным образом герцинским структурным комплексом, который подразделен на структурные этажи (эйфельско-среднефранский, верхнефранско-каменноугольный и верхнепермско-среднетриасовый) и сложен разнообразными формациями: терригенными, карбонатными, терригенно-карбонатпыми, галогенными, эффузивными, молассоидной. Их перекрывают верхнетриасово-палеогеновые отложения Припятско-Днепровской синеклизы. Подсолевой комплекс имеет преимущественно блоковое строение, межсолевой -- пликативно-блоковое, надсолевой -- пликативное, связанное прежде всего с соляным тектогенезом.

Герцинский этап развития территории Припятского прогиба начался с формирования юго-западного борта Московской синеклизы (предрифтовый синеклизный подэтап незначительного растяжения в эйфельско-среднефранское время). Последний сменился в позднефранско-среднетриасовое время рифтовым подэтапом, который подразделен на следующие стадии: начального прогибания, соответствующего зарождению рифтообразования и начальной деструкции литосферы (начало позднефранского--воронежско-евлановское время); главного максимального прогибания, кульминации рифтообразования и основной деструкции литосферы (конец позднефранского--фаменское время); заключительного прогибания, затухания рифтообразования и завершающей деструкции литосферы (ранний и средний карбон); общего подъема, инверсии и сжатия (поздний карбон--ранняя пермь); стабилизации, отмирания рифтообразования и остаточного растяжения (поздняя пермь--средний триас). С позднего триаса и юры получила развитие надрифтовая Припятско-Днепровская синеклиза.

Для изучения глубинного строения земной коры и верхней мантии к настоящему времени отработаны региональные профили ГСЗ- МОГТ III-III, VIII-VIII, XXII, пересекающие вкрест простирания (субмеридионально) Припятский прогиб и выходящие на 40-50 км за его пределы и Белорусскую антеклизу на севере. Протяженность каждого из профилей превышает 200 км (см. рис 3.9 в лекции 3-4), рис. 5.1, 5.2.

По всему разрезу земной коры и верхней части мантии выделены достаточно четкие оси синфазности, что свидетельствует о значительной расслоенности земной коры. Наиболее выразительные отражения связаны с поверхностью фундамента.

На временах 13-16 с, что соответствует глубине 35-45 км, местами до 55 км, зафиксированы многофазные интерференционные пакеты зон с субгоризонтальными и слабонаклоненными осями синфазности; они отождествляются с зоной перехода от земной коры к верхней мантии - это так называемая зона коромантийной смеси. Верхняя граница этой зоны отождествляется с поверхностью Мохо. Нижняя граница зоны менее контрастна и выделяется по постепенному затуханию интенсивности отражений с глубиной. Степень затухания на разных участках различная, что связано с неоднородным строением коромантийной зоны в горизонтальном направлении. Мощность зоны меняется от 5 до 10 км, причем наибольшее ее утонение намечено под центральной частью прогиба, а утолщение -- под краевыми разломами и близлежащими участками Украинского щита и Белорусской антеклизы. Далее к северу вновь намечается утонение зоны.

Ниже зоны коромантийной смеси зафиксированы отдельные отражения, которые связаны с субгоризонтальными границами.

На фоне общего возрастания скорости с глубиной от 6 км/с у поверхности фундамента до 8,8 км/с на глубине 80-90 км наблюдается ряд локальных аномалий.

Так, на глубине 35-45 км выделена зона повышенных вертикальных градиентов скорости, совпадающая с областью концентрации высококонтрастных отражающих площадок, которые отождествляются с зоной перехода от коры к мантии. Скорость здесь возрастает с глубиной от 7 до 7,6 км/с, значения градиента скорости достигают 75 м/с на 1 км при среднем градиенте в изученной части разреза 30 м/с на 1 км. Мощность градиентного слоя составляет 8-10 км. Выделен также ряд локальных аномалий с пониженными значениями интервальных скоростей. Эти аномалии интерпретируются как волноводы, связанные с зонами разуплотнения вещества. Нижняя субгоризонтально вытянутая аномалия (глубина 80-90 км) обусловлена частичным плавлением вещества и связана с астеносферной линзой или астеносферным диапиром. Выпуклость изолинии с отметкой 8,6 км/с и характерная форма замкнутого контура 8,4 км/с в определенной степени качественно могут свидетельствовать о подъеме здесь поверхности астеносферной линзы или диапира.

На участках временных разрезов, полученных в пределах Украинского щита и Белорусской антеклизы, устойчивые границы синфазности с относительно небольшими углами наклона образуют с волновыми пакетами коромантийной смеси отчетливые клиноформы. Южная клиноформа на конце профиля имеет мощность 15 км, затем утоняется до 10-7 км и близ границы с прогибом резко выклинивается, возможно, срезаясь наклонной плоскостью разлома. Северная клиноформа такой же мощности на конце профиля постепенно выклинивается, не доходя до края прогиба. Следовательно, примерно 10-15-километровая нижняя часть земной коры, имеющаяся за пределами прогиба, постепенно выклинивается к Припятскому палеорифту и здесь отсутствует, будучи полностью переработанной.

Выше зоны коромантийной смеси в Припятском прогибе и клиноформ за его пределами в земной коре зафиксировано большое количество наклоненных (до субвертикальных) площадок с одновременным значительным уменьшением субгоризонтальных.

Наклонные площадки, группируясь в разрезе, образуют обособленные узкие зоны с отчетливо выраженной упорядоченностью ориентировки отражающих элементов. Характерно, что наклоны площадок, а вместе с ними и сами зоны выполаживаются с глубиной. Отдельные группы таких площадок, увязываясь с региональными разломами поверхности фундамента и низов чехла, прослежены вниз по разрезу в земную кору и продолжаются в зону коромантийной смеси, выполаживаясь здесь до субгоризонтального залегания, и переходят со скачкообразным повышением контрастности в ранее описанные площадки самой зоны. Отсюда следует, что расслоенность земной коры и зоны коромантийной смеси генетически едины и имеют общее тектоническое происхождение. Такая картина сейсмических площадок интерпретируется как система нормальных листрических сбросов.

На рис.5.3 представлена сейсмогеологическая модель Припятского прогиба. Согласно этой модели листрическое раскалывание охватило не только Припятский прогиб, но и его окрестности и заняло полосу шириной 200-250 км. Поэтому всю эту полосу можно выделить как Припятский пояс рифтогенеза. Припятский палеорифт (грабен) ограничен Северо-Припятским и Южно-Припятским бортовыми суперрегиональными листрнческими разломами мантийного заложения. Северо- и Южно-Предприпятские плечи палеорифта представлены более приподнятыми блоками фундамента, осложненными серией региональных и субрегиональых разломов мантийного заложения.

Припятский палеорифт в свою очередь делится на Южно-Припятский внутренний грабен и Северо-Припятскую зону ступеней. Внутреннийt грабен ограничен Южно-Припятским суперрегиональным и Червонслободско-Малодушинским региональным листрическими разломами мантийного заложения со встречными наклонами плоскостей разрыва, которые, замыкаясь на глубине 38-40 км, образуют громадную чашу. Северо-Припятская зона ступеней ограничивается Северо-Припятским и Червонослободско-Малодушинским мантийными разломами с однонаправленным в отличие от внутреннего грабена падением плоскостей разрывов. припятский прогиб сейсмический разрез

Северо-Припятская зона ступеней разделена Речицко-Вишанским региональным разломом мантийного заложения на две крупные тектонические ступени: Речицко-Шатилковскую и Червонослободско-Малодушинскую. Во внутреннем грабене также выделен ряд ступеней, ограниченных листрическими коревыми разломами. Некоторые ступени подразделены на более мелкие тектонические элементы: моноклинали, зоны приразломных поднятий и опусканий.

Кроме продольных структур, в Припятском прогибе отчетливо видна и поперечная зональность: субмеридиональные Малынско-Туровский и Первомайско-Заозерный доплатформенные разломы разделяют прогиб на три сегмента: Западный, Центральный и Восточный.

По мере листрического раскалывания последовательно развивались системы сбросов по поверхности фундамента, которые в зависимости от времени заложения и активизации контролировали палео-геоморфологическую обстановку седиментации на разных этапах рифтогенеза.

Основные листрические разломы мантийного, а в центре прогиба и корового заложения, проявившиеся на ранней стадии рифтогенеза, контролировали рельеф дна палеобассейна, начиная с воронежского времени. Оперяющие их сопутствующие разломы формировались позже и соответственно начало их влияния на литологический состав ощущалось в более молодых осадках.

Таким образом, Припятский палеорифт - структура листрического раскалывания, в формировании которой основную роль играла система нормальных листрических сбросов. Листрическое раскалывание охватило не только палеорифт, но и его окрестности, образовав Припятский пояс рифтогенеза. Если в центральной, наиболее погруженной части палеорифта (Южно-Припятский чашеобразный внутренний грабен) листрические сбросы пронизывают только верхнюю (в основном до 20 км и выше) часть земной коры и являются коровыми, то в остальной части как палеорифта (Северо-Припятская зона ступеней), так и его плеч (Южно- и Северо-Предприпятские) преобладают листрические разломы, проникающие на глубину до поверхности М и даже в зону коромантийной смеси и являются мантийными.

Земная кора делится на две части: более хрупкая верхняя (примерно до глубин 20 км), в которой наиболее широко распространены разломы и к которой приурочены достаточно многочисленные участки разуплотнения, связанные со сгущением тектонической трещиноватости; менее хрупкая (но не настолько пластичная, чтобы в ней не было разломных зон), пронизанная листрическими разломами мантийного заложения и содержащая отдельные линзы волноводов, связанные с частичным расплавлением вещества.

Мантийные листрические разломы, поверхность М и площадки внутри зоны коромантийной смеси связаны тектоническим единством, поэтому можно предположить, что на стыке земной коры и верхней мантии возникла зона сгущения тектонических пластин. Под Припятским палеорифтом отмечена переработка литосферы, которая выразилась в утонении земной коры и соответственно наибольшем подъеме поверхности М, в исчезновении здесь клиноформ, развитых в низах земной коры на плечах палеорифта. Уступы поверхности М, «сдвоенный» характер южной клиноформы (см. рис. 5.1, 5.2, 5.3), возможно, связаны с шарьированием друг на друга тектонических пластин внутри литосферы, причем в основном оно развито в южной части Припятского пояса рифтогенеза и направлено с юга на север. На глубине 80-90 км под палеорифтом обнаружено крупное тело разуплотненного вещества, которое представляет собой или крупную астеносферную линзу (астенолит), или астеносферный диапир, причем его поверхность наиболее приподнята в центральной части прогиба.

Для глубинного строения Припятского палеорифта характерна асимметрия в строении и развитии его платформенного чехла. Скорее всего, она связана с различной геодинамикой южной и северной частей Припятского пояса рифтогенеэа, вызванной некоторым "эатормаживанием" перемещения первой в результате формирования под палеорифтом астеносферного диапира на фоне общего направленного к северу движения Восточно-Европейской литосферной плиты. Отсюда в северной части палеорифта абсолютно преобладали напряжения расширения, а в южной происходило сложное сочетание процессов как расширения, так и сжатия.

На рис.5.4 представлен сейсмический разрез Припятского прогиба, полученный в 1997 году по методике ГСЗ в рамках международного проекта EUROBRIDGE.

Рис.5.4. Сейсмический разрез земной коры и верхней мантии по профилю Бобруйск-Винница (EUROBRIDGE-97) глубинный сейсмический разрез «Гродно-Старобин» и его геологическая интерпретация

В кристаллическом фундаменте запада Восточно-Европейской платформы наиболее крупной структурой линейного типа является Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс, многие годы привлекающий внимание исследователей своеобразием своего строения. Выводы о его тектонической позиции, времени формирования и внутренней структуре в значительной мере определяют представления о строении и геологическом развитии докембрийского фундамента региона в целом. Главным источником информации о строении гранулитового пояса являются геофизические данные и результаты изучения керна более 850 буровых скважин, вскрывших породы фундамента на глубину от первых десятков метров до 1080 м.

Гранулитовый пояс в магнитном и гравитационном полях отображается системой полосовых аномалий, прослеживающейся из юго-восточной Польши через запад Беларуси в южную Эстонию на расстояние свыше 1000 км при ширине от 100-150 км на юге до 200 км на севере. Характерна высокая степень коррелированности гравитационных и магнитных аномалий, свидетельствующая о том, что их источниками являются одни и те же объекты. Интерпретация локальных аномалий, источники которых распространяются до глубин 10-12 км, указывает на их связь с неоднородностями внутри кристаллического фундамента.

Проведенные в начале 70-х годов прошлого века сейсмические исследования методами МОВ и КМПВ по профилю Гродно-Старобин выявили сложное слоисто-блоковое строение фундамента района (рис. 6.1, 6.2).

Характер расположения отражающих сейсмических площадок на профиле Гродно-Старобин свидетельствует о том, что в интервале глубин 0-25 км земная кора имеет двухслойное, а в восточной части района - трехслойное строение. В верхнем слое (0-12 км) до глубины 5-7 км наблюдаются круто падающие (под углами 60-80^о) площадки, иногда беспорядочно ориентированные. Ниже они постепенно выполаживаются, и на глубине 10-12 км угол их наклона не превышает 10-30^о. При этом для гранулитовых блоков характерно интенсивное насыщение субпараллельно расположенными отражающими площадками, что свидетельствует о значительной расслоенности пород в пределах этих блоков. Преобладающее их падение - на запад. По-видимому, так же ориентированы и разломы, ограничивающие гранулитовые блоки.

В поперечном разрезе последние имеют вид чешуйчатых моноклиналей, наклоненных на запад и частично перекрывающих друг друга.

В разделяющих гранулитовые блоки зонах бластомилонитов наблюдается неупорядоченное расположение сейсмических площадок и нередки участки отсутствия отражений, что может быть связано со сложным характером деформаций и широким развитием массивов гранитоидов. Гранулитовые блоки ( чешуйчатые моноклинали) и зоны бластомилонитов практически и составляют весь объем кристаллического фундамента, который в структуре консолидированной земной коры обычно отождествляется с «гранитным» (гранитно-метаморфическим) слоем.

Нижняя часть разреза (12-25 км) заполнена полого (5-10^о ) падающими к востоку отражающими площадками. От «гранитного» слоя она отделяется четкой прямолинейной границей, погружающейся с запада на восток с глубины 12 до 22 км. В связи с тем, что специальных сейсмических работ по определению скоростных характеристик разреза земной коры на профиле Гродно-Старобин не проводилось, природа нижнего слоя остается проблематичной. Первоначально он интерпретировался как «базальтовый» слой, а ограничивающая его сверху поверхность как граница Конрада. Однако, судя по данным профиля Советск-Кохтла-Ярве, примерно на этой же глубине (18-21 км) установлена сейсмическая поверхность с граничной скоростью 6,3-6,5 км/c, рассматриваемая обычно как верхняя граница «диоритового» слоя коры.

Очевидно, пологозалегающая поверхность, прослеживающаяся на профиле Гродно-Старобин, также является границей между «гранитным» и «диоритовым» слоями. Примечательно, что в расположенной к востоку от гранулитового пояса Центрально-Белорусскрй складчатой области выше этой границы прослеживается еще одна наклоненная к западу поверхность, которая может интерпретироваться как раздел между нижним (гнейсо-гранулитовым) и верхним (амфиболито-гнейсовым) структурными ярусами кристаллического фундамента.

По данным профиля ГСЗ Советск-Кохтла-Ярве, секущего Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс в северной его части, мощность «диоритового» слоя составляет 17-22 км. Снизу он ограничен сейсмической границей со скоростью распространения упругих волн 7,0-7,2 км/с, соответствующей кровле «базальтового» слоя, мощность которого здесь равна 8-9 км. Глубина залегания поверхности Мохо с граничной скоростью 8,0-8,2 км/с равна 46-48 км.

Близкие значения глубины поверхности Мохо были получены и по точечным определениям на профиле Гродно-Старобин - 42,5 км в его западной части и 46 км в восточной. Очевидно, существует принципиальное сходство строения земной коры северной и южной частей гранулитового пояса, что может свидетельствовать о правомерности его выделения как единой структуры в кристаллическом фундаменте запада Восточно-Европейской платформы.

Соотношение мощностей «гранитного» (12-21 км), «диоритового» (17-22 км) и «базальтового» (8-9 км) слоев земной коры в пределах пояса свидетельствует о довольно кислом ее составе (коэффициент гранитоидности 0,32-0,38), соответствующем промежуточному типу коры по классификации В.Б.Соллогуба. Следует отметить, что в складчатых областях за пределами гранулитового пояса земная кора, судя по сейсмическим данным, имеет еще более кислый состав (коэффициент гранитоидности (0,50-0,52) при примерно такой же общей мощности (40-45 км).

Зоны глубинных разломов, ограничивающие гранулитовый пояс с запада и востока, отображаются в геофизических полях гравитационными максимумами и положительными магнитными аномалиями. Исходя из их интенсивности, мощность земной коры здесь достигает 50 км. На профиле Гродно-Старобин этим зонам соответствуют участки отсутствия или разрежения отражающих площадок, наклоненных на запад. Появляются границы, круто падающие на восток, что свидетельствует о секущем положении упомянутых зон разломов по отношению к системе надвигов и, следовательно, о более позднем формировании данных зон.

Пространственная совмещенность в пределах зон глубинных разломов разновозрастных формаций специфического состава, нередко рудоносных (первично карбонатно-черносланцевой, вулканогенно-осадочной железисто-кремнистой, габброидной и др.), указывает на унаследованность и длительность развития таких зон, что позволяет считать их аналогом шовных зон, известных своей металлогенической нагрузкой.

Сложное внутреннее строение гранулитового пояса отражает неоднократность проявления структурных преобразований в регионе. Наиболее четко выраженные чешуйчато-надвиговые деформации являются наложенными на складчатые структуры комплексов пород, претерпевших гранулитовый метаморфизм. Эти деформации, сопровождавшиеся развитием зон высокотемпературного диафтореза гранулитов, их бластомилонитизацией и мигматизацией, по-видимому, были синхронными с проявившимися в конце архея-начале протерозоя процессами метаморфизма амфиболитовой фации, гранитизации и линейной складчатости вулканогенно-осадочных толщ в смежных с поясом областях. При этом главным фактором структурообразования можно считать тангенциальные тектонические движения.

Современная же конфигурация гранулитового пояса обусловлена, очевидно, более поздними движениями глыбового характера, имевшими место скорее всего уже в позднем протерозое. Длительность эндогенной истории гранулитового пояса подтверждается и значительным разбросом значений изотопного возраста слагающих его пород - от 2,7-2,6 млрд лет для бластомилонитов до 1,8-1,5 млрд лет для субщелочных гранитов.

По структурным особенностям и составу вещественных комплексов Белорусско-Прибалтийский гранулитовый пояс не имеет аналогов на Восточно-Европейской платформе, ближе всего он к поясу гранулитов и эндербитов Анабарского щита.

Литература

Основная

Сейсмогеология Припятского прогиба. Ред. Гарецкий Р.Г. Минск, 1990. 162с.

Сейсморазведка. Справочник геофизика. М. 1990.

Кудрявец И.Д., Москвич В.А., Гершзон Р.Д., Фролов В.А. Использование сейсмофациального анализа в условиях Припятского прогиба // Геофизические исследования на нефть в Белорусской ССР. Мн.1984. С.83-90.

Гарецкий Р.Г., Каратаев Г.И., Астапенко В.Н., Данкевич И.В. Геофизические поля и динамика тектоносферы Беларуси. Мн. 2002. 166 с.

Аксаментова Н.В., Данкевич И.В., Найденков И.В. Глубинное строение Белорусско-Прибалтийского гранулитовго пояса // Доклады АН Беларуси. 1994. Т.38, №2. С.115-125.

Чекунов А.В. Эволюция тектоносферы Юго-Восточной Европы // Тектоносфера Украины. Киев. 1989. С. 4-17.

Дополнительная

Гарецкий Р.Г., Айзберг Р.Е., Астапенко В.Н. Литосфера Белорусской части геотрансекта EUROBRIDGE. Бюлл. МОИП, отд. геол, 2000, вып. 1. С. 4-11.

Гарецкий Р.Г., Данкевич И.В., Каратаев Г.И. Астеносфера запада Восточно-Европейской платформы. Геотектоника. 1996. №6. С.58-67.

Гарецкий Р.Г. Модель строения литосферы по Центрально-Белорусскому геотрансекту. // Доклады НАН Беларуси. 1999. Т.43, №1. С. 88-91.

Гарецкий Р.Г., Клушин С.В. Глубинное строение Припятского палеорифта // ДАН СССР. 1987. Т.297, №6. С.1438-1442.

Гарецкий Р.Г., Клушин С.В. Листрические разломы в Припятском палеорифте // Геотектоника. 1989. №1. С.48-60.

Гарецкий Р.Г., Клушин С.В. Особенности глубинного строения и палеогеодинамика Припятского прогиба // Палеогеодинамика нефтегазоносных бассейнов Восточно-Европейской платформы. Минск. 1994. С.20-40.

Гирин Р.Э. Глубинный сейсмический разрез литосферы по профилю Браслав - Плещеницы // ДАН БССР.1991.Т.35, №7. С.640-644.

Глубинное строение и динамика земных недр территории Белоруссии. Минск.1991. 317с.

Гутенберг Б. Физика земных недр. М. 1963. 262 с.

Каратаев Г.И., Гирин Р.Э., Данкевич И.В. и др. Геофизические модели земной коры Белорусско - Прибалтийского региона. Мн.1993.188 с.

Каратаев Г.И. Плюмо-флюидный механизм образования Припятского прогиба // Литосфера. 1995. № 2. С.151-162.

Клушин С.В. Особенности изучения геологического разреза геофизическими методами // Геология и нефтегазоносность запада Восточно-Европейской платформы. Минск, 1997. С.404-417.

Клушин С.В., Гарецкий Р.Г., Верес С.А. Сейсморазведка отраженными волнами при изучении земной коры и верхней мантии Белоруссии // Геофизический журнал.1989.Т.11, №5. С.№-17

Пузырев Н.Н. Методы и объекты сейсмических исследований. Ноосибирск. 1997.

Соллогуб В.Б. Литосфера Украины. Киев. 1986. 184 с.

Garetsky R.G., Karatayev G.I., Zlotski G., Astapenko V.N., Belinsky A.A., Terletsky V.V. and Eurobridge seismic working group // Seismic velocity structure across the Fennoscandia-Sarmatia suture of the East European Craton beneath the EUROBRIDGE profile through Lithuania and Belarus. 1999. Tectonophysics 314. Pp.193-217.

Размещено на Allbest.ru