БИЛЕТ № 16

1. Зондирование становлением электромагнитного поля в Ближней зоне (основы метода). Метод становления поля представляет собой один из вариантов индукционного электромагнитного зондирования, основанного на изучении неустановившегося поля переходных процессов при ступенчатом изменении тока в питающей установке. Источником поля могут служить электрический или магнитный диполи незаземленная петля или длинный заземлённый кабель, через которые пропускают импульс постоянного тока. При наблюдении в ближней зоне неустановившееся поле регистрируют обычно в режиме выключения тока. Ос­новным параметром, характеризующим состояние поля переход­ного процесса, в каждый данный момент является время. С течением переходного процесса интенсивность вихревых токов в глубоких горизонтах нарастает, и таким образом осуществляется зондирование земли.

В настоящее время большое распространение получили зондирования становлением поля в ближней зоне (ЗСБ). Наблюдения выполняют вблизи источника на расстоянии r<Н, где Н — глубина залегания основного опорного горизонта. При этом исполь­зуют разнообразные установки, которые выбирают в зависимости от конкретных условий. На (рис.2.1) показаны схемы наиболее часто применяемых установок для зондирования становлением поля в ближней зоне. В большинстве случаев предпочитают измерять вертикальную составляющую магнитного поля, вернее скорость изменения вертикальной магнитной индукции . Рис.2.1. Схемы установок для зондирования становлением поля в ближней зоне.

а) диполь-петля;

б) петля-петля;

в) петля в петле;

г) длинный кабель петля.

Физические основы рассмотрим на примере горизонтальной рамки, расположенной на дневной поверхности однородного полупространства, с током. При отключении регистрацию будем осуществлять с помощью другой незаземленной рамки, расположенной в центре генераторной петли. С увеличением времени эти токи будут растекаться, занимать большую глубину. Энергия расходоваться на сопротивление с увеличением времени, они проникают на большую глукбину. Если сможем определить продольную проводимость, то строим график на малую глубину проводимости.

2. Сейсмогеологические условия, роль ВЧР (ЗМС); глубинные факторы

Приповерхностная часть геологической среды мощностью в десятки, реже первые сотни метров называется верхней частью разреза (ВЧР). Она включает почвы, грунты, горные породы, поверхностные, грунтовые и подземные воды, приповерхностные физико-геологические явления (оползни, карст и т.п.), объекты человеческой деятельности. ВЧР в наибольшей степени подвержена экзогенным (атмосферным и поверхностным) и техногенным (физико-химическим и энергетическим) процессам, а также воздействию эндогенных (внутриземных) факторов. ВЧР характеризуется экстремальным проявлением процессов, как природных (резкой геологической, петрофизической и физической неоднородностью в пространстве и во времени), так и техногенных (максимальным проявлением всевозможных искусственных физических полей.

Таким образом, у экогеологии и экогеофизики в сущности общий предмет исследования - геологическая среда и прежде всего ВЧР. Однако геофизики называют ее геофизической (или геолого-геофизической), подчеркивая этим то, что геологическая среда проявляется в изменяющихся в пространстве и во времени естественных и техногенных физических полях через количественно измеряемые аномалии этих полей.

Геофизическая среда, как часть литосферы, характеризуется нелинейностью и изменчивостью во времени параметров. Нелинейность проявляется в тензочувствительности (зависимости упругих параметров горных пород от давления), флюидочувствительности (зависимости упругих, электромагнитных и других параметров не только от геохимического состава твердой фазы горных пород, но и состава флюидов (вода, нефть, газ), их перемещений) и неадекватной реакции среды на внешние воздействия. Вариации космических полей во времени приводят как к ритмичным (упорядоченным), так и хаотичным (случайным) изменениям параметров естественных и искусственных земных физических полей и сопровождающих их процессов. Таким образом, геологическая среда зависит от физических и химических свойств, геометрических параметров твердой фазы и флюидов, а также от вариаций природных и все более возрастающих по интенсивности техногенных физических полей.

3. Основные геоморфологические провинции Мирового океана.

Двумя главными элементами рельефа и структуры внутрен­них, областей океанов являются срединно-океанские хребты и аби сальные равнины с осложняющими их поднятиями и хребта­ми. Мы начнем наш обзор со срединно-океанских хребтов, при­уроченных к дивергентным границам литосферных плит. В строении срединно-океаноких хребтов обычно выделяются три зоны— осевая зона, большей частью представленная рифто-вой долиной (прабеном), гребневая зона, по обе стороны этой до­лины с сильно расчлененным рельефом, и зона флангов или скло­нов хребта, постепенно понижающаяся в направлении смежных абиссальных равнин. Рифтовые долины, протягивающиеся вдоль осей хребтов и представляющие оси активного спрединга, имеют глубину 1—2 км при ширине в несколько километров. Они имеют строение сложных грабенов, с рядом ступеней, спускающихся к центру долины. Наблюдения с подводных обитаемых аппаратов обнаружили ряд интересных черт строения дна и склонов рифто-вых долин. На дне существуют открытые трещины рас­тяжения, подобные давно известным под названием «гьяу» на о.' Исландия, представляющем приподнятый над уровнем океана участок Срединно-Атлантического хребта.

Имеются здесь и многочисленные центры вулканических под­нятий, выраженные холмами высотой до 200—300 м, местами за­стывшие лавовые озера. Потоки базальтовых лав имеют форму труб, а в поперечном сечении сплюснутых шаров — подушек, столь характерную для их древних аналогов, встречаемых на су­ше. Нередко они очень свежие, о чем свидетельствует почти пол­ное отсутствие поверх них осадков; в Красном море они лишь слегка припудрены известковым илом. Но современных излияний нигде не встречено; они отмечены лишь непосредственно к югу от Исландии. По обе стороны от молодых вулканических центров об­наружены гидротермы, сначала в Красном море, затем в Тихом и позднее в Атлантическом океанах. Эти гидротермы представля­ют весьма впечатляющее зрелище; они отлагают сульфиды, суль­фаты и окислы металлов (цинка, меди, железа, марганца и др.), образующие скопления, достигающие в высоту десятков метров, которые в будущем могут иметь серьезное промышленное значе­ние. Струи горячей воды, содержащей в растворе газы Н₂, СОг, Н, СН₄ и указанные выше металлические соединения, нагреты до температуры 350°. Над жерлами, из которых они выделяются, воз­дымаются облака из тонкодисперсных сульфатов, благодаря чему эти гидротермы получили название черных и белых (в зависимос­ти от состава преобладающих минералов сульфидов и сульфатов) курильщиков. Благодаря высокой концентрации во флюидах се­роводорода вокруг гидротерм бурно развиваются сульфиднокислые бактерии, служащие пищей для более высокоорганизованных жи­вых существ, в том числе ранее неизвестных биологической нау­ке.

Срединно-океанские хребты и в меньшей степени абиссальные равнины расчленены, как правило, перпендикулярно к их прости­ранию, разломами, получившими в 1965 г. от Дж. Вилсона на­звание трансформных. Эти разломы расчленяют срединные хреб­ты и оси спрединга на отдельные сегменты, смещенные в плане относительно друг друга. Амплитуда смещения составляет сотни километров и может превышать для отдельного разлома 1000 км (разлом Мендосино в северо-восточной части Тихого океана), а по зоне сближенных разломов типа экваториальной зоны разло­мов в Атлантике или зоне Элтанин в юго-восточной части Тихого океана достигает 4000 км. При отсутствии поблизости осей спре­динга, как в северо-восточной части Тихого океана, амплитуда разлома устанавливается по смещению одноименных магнитных аномалий.

Морфологически трансформные разломы выражены уступа­ми, иногда высотой более 1 км, и вытянутыми вдоль них узкими ущельями глубиной до 1,5 км в гребневой зоне хребта и до 0,5 км на его флангах. Относительно поднятым всегда оказывается кры­ло разлома, сложенное более молодой литосферой, что соответст­вует закономерности Слейтера — Сорохтина о погружении лито­сферы с возрастом. Уступы трансформных разломов нередко да­ют хорошие обнажения разрезов океанской коры и верхов ман­тии, удобные для драгирования и наблюдений с подводных аппа­ратов.

Вдоль трансформных разломов наблюдаются проявления вул­канической деятельности, гидротермы и протрузии серпентинизированных пород мантии.

Абиссальные равнины по занимаемой ими площади являются преобладающим элементом строения океанского ложа, занимая пространство между срединными хребтами и континентальными подножиями. Они подстилаются корой в основном доолигоценово-го -возраста и имеют глубину от 4000 до 6000 м, если не считать прорезающих их трансформных желобов, только что упоминав­шихся выше. Кора в пределах абиссальных равнин отвечает нор­мальному для океанов типу и в общем выдержана по толщине, за исключением того, что осадочный слой в направлении конти­нентального подножия постепенно увеличивается в мощности за счет появления все более древних горизонтов, до верхов средней юры (бат-келловей) в Атлантическом и Тихом океанах, а также за счет поступления обломочного и вулканического материала с суши (пелагические осадки сменяются гемипелагическими), в част­ности эоловым путем. Против устьев крупных рек — Амазонки, Нигера, Конго, Инда и особенно Ганга и Брахмапутры в верши­не Бенгальского залива и некоторых других — на нормальную океанскую кору накладываются мощные конусы выноса, продол­жающие дельты. Их мощность может достигать нескольких кило­метров, а значительная роль в сложении принадлежит турбиди-там. Во втором слое исчезает разница в сейсмических скоростях верхней (2А) и нижней (2В) частей за счет повышения плотнос­ти верхней части в связи с охлаждением и «залечиванием» тре­щин. Возрастает и мощность литосферы благодаря опускай; ю ее границы с астеносферой, опять-таки вследствие охлаждения. Новсе эти изменения происходят плавно, растягиваясь на большие расстояния.

Внутриплитные возвышенности и хребты. Кроме срединно-океанских спрединговых хребтов в Мировом океане существует еще большое число крупных подводных возвы­

шенностей и хребтов иного происхождения, разделяющих глубо­ководные котловины. Эти поднятия океанского ложа имеют раз­нообразную форму. Одни из них более или менее изометричные, овально-округлые, например, Бермудское — в Атлантическом океане, Крозе — в Индийском, Шатского и Хесса — в Тихом н ряд других. Некоторые из них за плоский рельеф, образованный осадочным слоем, называют плато, например плато Онтонг-Джа-ва в Тихом океане. Другие — отчетливо линейные, протягиваю­щиеся местами на тысячи километров при ширине порядка сотни километров; классические примеры — Мальдивский и Восточно-Индийский хребты в Индийском океане. Третьи имеют промежу­точную форму — вытянутую, с несколько неправильными очерта­ниями, например Кергелен в Индийском океане, Китовый хре­бет — в Атлантическом. Все эти хребты и возвышенности подни­маются над смежными глубоководными котловинами на 2—3 км и больше; кое-где их вершины выступают над уровнем океана в виде островов — Бермудские, Зеленого Мыса в Атлантике, Кро­зе, Кергелен и Херд в Индийском океане и немногие другие Ли­нейные хребты, в отличие от срединно-океанских спрединговых, иногда называют асейсмичными, но это определение не всегда до­статочно точно, например в Мальдивском и Восточно-Индийском хребтах известны очаги землетрясений.

Микроконтиненты. Первоначально значительная часть внутренних поднятий океана с толстой корой относилась к категории микроконтинентов, но затем бурение и сейсмические исследования показали, что число настоящих представителей этой категории структур весьма огра­ниченно. В Атлантическом океане к ним относится плато Роколл близ Британских островов, банка Орфан близ Ньюфаундленда; в Индийском океане — плато Агульяс у южной оконечности Африки.