Содержание к диссертации
Введение
2. Моделирование магнитного поля магнетиков при помощи объемных интегральных уравнений .
2.1. Краткий обзор и обоснование выбора программного обеспечения для моделирования и подбора источников аномалии. 10
2.2. Потенциал притяжения неточечной массы, равенства Пуассона . 15
2.3. Векторное интегральное уравнение для напряженности магнитного поля магнетиков. 18
2.4. Дискретизация интегрального уравнения, связь с равенствами Пуассона . 19
2.5. Специальные случаи тензора Грина для магнитного полупространства с включениями, вычисление магнитного поля от рельефа. 21
2.6. Исследование разрешающей способности магнитометрии при определении положения нижней кромки магнитных масс. 24
2.7. Погрешности, при замене трехмерных объектов двумерными. Квазитрехмерный подбор. 35
3. Морфология офиолитовых комплексов и базитов в зоне Главного Уральского глубинного разлома, в западной части Магнитогорского прогиба и в Сакмарской структурно-тектонической зоне .
3.1. Концепция геологического развития Южного Урала и
взгляды на глубинное строение области сопряжения
палеоконтинентального и палеоостроводужного террейнов (краткий 40 обзор литературы).
3.2. Физические свойства (плотность и магнитная восприимчивость) пород изучаемого района . 46
3.3. Интерпретация гравимагнитных данных в зоне, включающей Урал-Тау, ГУГР и западную часть Магнитогорского прогиба. 50
3.4. Морфология серпентинитового меланжа зоны ГУГР . 70
3.5. Морфология серпентинизированных гипербазитов Сакмарской зоны. 76
3.6. Выводы. 86
4. Заключение. 88
5. Список литературы
- Потенциал притяжения неточечной массы, равенства Пуассона
- Дискретизация интегрального уравнения, связь с равенствами Пуассона
- Физические свойства (плотность и магнитная восприимчивость) пород изучаемого района
- Морфология серпентинитового меланжа зоны ГУГР
Потенциал притяжения неточечной массы, равенства Пуассона
Изучаемые в данной работе геологические задачи нередко связаны с необходимостью создания трехмерных моделей, а в случае двумерных моделей - с объектами, обладающими неоднородной магнитной восприимчивостью. Поэтому выбор остановлен на алгоритмах и программах, основанных на классическом представлении аномального магнитного потенциала в виде объемного интеграла. В этих программах намагниченные объекты представлены как совокупность элементарных объемов с различной восприимчивостью.
Этот подход использован, например, в известных работах В.Н.Страхова и М.И.Лапиной. В работе В.Н.Страхова и М.И.Лапиной (1982) получены аналитические выражения для потенциала притяжения и его производных вне и внутри произвольного однородного многогранника и для элементов магнитного поля произвольного однородно намагниченного многогранника. В последнем случае использована формула Пуассона, связывающая магнитный потенциал однородно намагниченного тела с первыми производными гравитационного потенциала того же тела с однородной плотностью. В работе В.Н.Страхова, М.И.Лапиной и А.Б.Ефимова (1986) отмечается, что "метод подбора, в котором нахождение распределения источников. порождающих наблюденное поле, осуществляется путем многократного решения прямой задачи, стал в настоящее время основным инструментом интерпретации геофизических данных". Далее описаны специальные приемы и приведены новые аналитические выражения для внешнего и внутреннего гравитационного и магнитного полей от однородных многогранников. Эти приемы позволяют уменьшить ошибки вычисления на расстояниях, заметно превышающих диагональ многогранника, которые возникают при алгебраическом сложении логарифмических членов. Приведены модельные примеры вычисления силы тяжести сложных тел, смонтированных из однородных многогранников. Заметим, что таким приемом для вычисления магнитного поля можно пользоваться лишь ограниченно, поскольку при этом не учитывается влияние отдельных частей тела друг на друга. В заключение отмечается, что актуальна проблема вывода выражений для тел с плотностью и намагниченностью, зависящими от координат, и указывается на аналитические трудности при решении такой задачи.
В работах А.Н.Бахвалова (1981), А.Н.Бахвалова и О.А.Кусонского (1987), предложен метод расчета магнитного поля от 3D объектов, составленных из многогранников, ограниченных прилегающими друг к другу треугольными гранями. Поле каждой грани вычисляется путем интегрирования по поверхности треугольника. В случае неоднородной намагниченности в каждой точке каждого многоугольника задается свой вектор намагниченности. "Внутреннее поле неоднородно намагниченных тел на оси скважины моделируется путем аппроксимации неоднородной среды цилиндрическими слоями с удвоением их по диаметру и высоте по мере удаления от оси скважины". Задавшись намагниченностью, можно рассчитать поле магнетитовых руд железорудных месторождений.
В работе Дж.Мариано и В.Хинце (Mariano J. and Hinze W.J., 1993) использован метод, основанный на эквивалентных линейных источниках, т.е. непосредственно на интегральной формуле, связывающей намагниченность с аномальным магнитным потенциалом в двумерном случае. Отличительной особенностью работы является детальный анализ влияния остаточной намагниченности на величину и форму аномалии. В частности показано, что при вращении вектора остаточной намагниченности вследствие изменения угла падения пласта аномалия уменьшается на порядок по сравнению со случаем горизонтального залегания его кровли. Вероятно, что в зонах меланжа и брекчирования роль остаточной намагниченности в создании внешнего поля еще более уменьшится вследствие хаотической ориентировки векторов. Как следует из приведенного в статье обзора, метод эквивалентных источников является на западе основным методом моделирования.
Ввиду того, что некоторые носители регионального магнетизма такие, как серпентиниты и серпентинизированные гипербазиты сильно магнитны, предпочтение было отдано программам, основанным на интегральном уравнении для намагниченности или напряженности магнитного поля. Интегральное уравнение для намагниченности, содержащее решение для неоднородно намагниченных тел, выведено Ю.И.Блохом (1975, 1986). В работах В.В.Кормильцева, Н.П.Кострова и А.Н.Ратушняка (1995, 1997, 1999) приведена процедура корректного вычисления диагональных и недиагональных членов матрицы Грина для прямоугольных параллелепипедов (3D - случай) и прямоугольных бесконечных призм (2D - случай), а в работе Н.П.Кострова (1998) - для треугольных бесконечных призм. Это позволяет с достаточной точностью учитывать взаимное влияние отдельных частей намагниченного объекта друг на друга для сильно намагниченных областей сложной конфигурации. А.Н.Ратушняком в ОС MS-DOS (1997, 1999) и Н.П.Костровым в ОС Linux, (1997) составлены несколько пакетов программ для 2D и 3D моделирования, которые можно использовать также для интерпретации магнитных аномалий. Программы были подвергнуты всестороннему тщательному тестированию (Кормильцев В.В., Костров Н.П., 1999, Ратушняк А.Н., 1999).
По этим программам автором было исследовано размагничивание однородных и неоднородных прямоугольных тел (Винничук Н.Н., Костров Н.П., Ратушняк А.Н., 1998, 1999) и сделаны следующие выводы:
Однородный пласт конечных размеров намагничивается неоднородно в земном магнитном поле. Напряженность внутреннего поля менее всего отличается от земной в середине пласта. Коэффициент экранирования внешнего магнитного поля в центре пласта тем ближе к (1 + к), чем больше поперечные размеры тела и чем меньше магнитная восприимчивость, к.
При значениях к 0.05 для вычисления магнитного поля трехмерных и в особенности двумерных неоднородных объектов целесообразно пользоваться объемными векторными интегральными уравнениями. Заметим, что такую величину к: приходиться назначать отдельным фрагментам источников региональных аномалий, связанных, например, с железистыми кварцитами, зонами серпентинитового меланжа, серпентинизированными ультрабазитовыми массивами. В рудной магниторазведке использование интегральных уравнений просто обязательно.
Вывод о необходимости применять интегральное уравнение для вычисления напряженности уже при значениях к 0.05 СИ примерно совпал с оценками Ю.И.Блоха (1986, 1987) и не может быть использован в качестве защищаемого положения. Поэтому эти расчеты не помещены в основной текст, хотя они являются частью диссертационной работы и представляют определенный методический интерес. Из-за ограниченного объема диссертации не помещены в основной текст также расчеты регулярно неоднородной среды (Винничук Н.Н., Кормильцев В.В., 1999), подтвердившие при помощи прямого численного эксперимента применимость известных формул И.К.Овчинникова (1991) для эффективной магнитной восприимчивости [гэф среды с включениями.
Оказалось, что характер допущений, сделанных при выводе этих выражений, не препятствует получению сравнительно точных значений }1эф вплоть до объемного содержания магнитных включений 0.5 по объему.
Основное внимание в диссертации при численном моделировании уделено двум вопросам. В пункте 2.6 для объектов, верхняя кромка которых приближена к поверхности, исследована возможность определения глубины и формы нижней кромки. Этот вопрос, разумеется, неоднократно обсуждался ранее, но возможности нового программного обеспечения позволяют рассмотреть его более детально и применительно к геологическим задачам, решаемым во второй части данной работы. В пункте 2.7 выполнены численные эксперименты по квазитрехмерному моделированию, под которым понимают расчеты для трехмерных объектов, несколько вытянутых по простиранию и имеющих постоянное сечение. Это позволяет уменьшить количество параметров, используемых в методе подбора, и существенно приблизить технологию трехмерной интерпретации к двумерной. Первоначально рассмотрен Ньютонов потенциал, поскольку элементы матрицы Грина являются его вторыми производными. Кроме того, пакеты программ включают наряду с вычислением магнитного поля и вычисление аномалии силы тяжести.
Дискретизация интегрального уравнения, связь с равенствами Пуассона
При п = т, т.е. при определении влияния объема на самого себя, интегралы становятся несобственными и следует вычислить их главные значения. В декартовых координатах x,y,z либо x,z это нетрудно сделать, поскольку известны первообразные функции (6) и (13). В двумерном случае помимо прямоугольных призм можно применять прилегающие друг к другу треугольные элементарные призмы, образующие в совокупности многоугольник с произвольным количеством вершин, удобный для аппроксимации геологических тел. В работе Н.П.Кострова (1998) показано, как используя выражение для внешнего логарифмического потенциала треугольного сечения в комплексных координатах и выражение для потенциала прямоугольного сечения в координатах действительных переменных определить матрицу Грина для треугольника в наиболее трудном случае т = п. Заполняя такими треугольниками многоугольное сечение, притяжение которого выражается формулой (2), можно вести расчеты и интерпретацию в общих контурах гравитирующих и магнитных объектов, если для этого есть петрофизические предпосылки. Разумеется, более общим является случай, когда области намагниченности и избыточных масс не совпадают. Такие модели легко создать, обнуляя в пределах конкретного контура либо плотность, либо восприимчивость. СЛАУ и равенства Пуассона. Система линейных алгебраических уравнений (12) представляет собой равенства Пуассона, записанные применительно к совокупности элементарных объемов Vm, поскольку по определению 1к(т) = ктНк(т) и
Решение СЛАУ. Решение СЛАУ выполняют стандартными методами, из которых основными являются метод исключения Гаусса и метод итераций, в равной степени используемые в программах А.Н.Ратушняка и Н.П.Кострова. Поскольку для реальных геологических объектов значения восприимчивости меньше единицы (К \) СИ, превышая эту величину в исключительных случаях магнетитовых руд и обогащенных магнетитом железистых кварцитов, обычно применяется метод итераций, требующий меньших ресурсов оперативной памяти компьютера.
Специальные случаи функции Грина. В отличие от ранее приведенных форм интегрального уравнения (8) и (10), когда магнетик находится в немагнитной среде, рассмотрим плоскую горизонтальную границу раздела немагнитной и магнитной сред такую, что на этой границе возникает коэффициент отражения К = к.х /(кх + 2), где к, - магнитная восприимчивость полупространства ниже границы. Магнитный рельеф представим в виде локальных выемок и выступов этой поверхности (Винничук Н.Н., Доломанский Ю.К., Ратушняк А.Н., 1998), причем в выступах к: = (с,, а в выемках к: = -кх. Как показывают оценки для 2D и 3D локальных неоднородностей (Винничук Н.Н., Костров Н.П.,
Ратушняк А.Н., 1998, Винничук Н.Н., ХорсоваИ.А., 1998), уже при KTJ = 0.1 следует считать рельеф сильно намагниченным и пользоваться интегральными уравнениями магнитного поля, чтобы избежать ненужных погрешностей. Поскольку интегральное уравнение непосредственно обобщается на любое количество локальных объемов, можно ввести и другие локальные неоднородности с произвольными магнитными свойствами, а не только такие, у которых избыточная магнитная восприимчивость равна ±кх. Введем новую функцию Грина G, с помощью которой учтем разрывность вертикальной составляющей магнитного поля на границе раздела. В трехмерном G3 и двумерном G2 случаях для элементарных объемов, расположенных ниже границы раздела z —h, при вычислении поля ниже границы G2 = l/r + K/ru G2 = lnp + Klnpl и при вычислении поля выше границы раздела (z -h)
Для элементарных объемов, расположенных выше границы раздела при вычислениях поля выше границы G3=l/r-K/rx, G2=\np-K\npl и при вычислении поля ниже границы G3 = (l-K)/r, G2=(l-K)lnp . Вычисление магнитного поля от рельефа. Рассмотрим намагничивание однородным земным первичным полем. Следует ввести два значения нормального поля выше (Н0) и ниже (Н01) границы раздела но = iH0x + j#0у + ktf0г (z -h), Hoi = WQx + }H0y + kH0z/ (z -h). В двумерном случае H0 = О. Обозначим объемы, находящиеся ниже границы раздела, Vx, а выше - V2. Тогда, согласно (8) и (10), с учетом новой функции Грина напряженности магнитного поля Н, или Н2 внутри объема Vl или V2 могут быть найдены из системы интегральных уравнений
В интегральной формуле (17) используется матрица внутренних значений Hj и Н2 полученная в результате решения системы интегральных уравнений (15), а в формуле (18) - матрица, полученная из (16).
Вычисление магнитного поля от слабо намагниченных объектов. Если рассчитывать аномалию от слабо магнитного рельефа и пренебречь влиянием размагничивания его локальных форм, нет необходимости решать интегральные уравнения. Нужно просто в формулах (17) и (18) под знаком интеграла вместо Hj написать Н01, и Н2 заменить на Н0. То же самое относится и к выражениям (8) и (10) при вычислении магнитного поля слабо намагниченного объекта в немагнитной среде, где под знаком интеграла следует заменить Н на Н0. Экспериментальные данные. В настоящее время нет технических средств для измерения составляющих магнитного поля с точностью необходимой для построения магнитных карт. Поскольку измерения выполняют абсолютными магнитометрами, то аномалия модуля полной магнитной силы равна
На этот вопрос в общем случае нет однозначного ответа. Однако для конкретных модельных объектов можно получить разумные оценки. Рассмотрим три модели, использованные для аппроксимации геологических объектов в Сакмарской и Ирендыкской структурно-тектонических зонах и на ГУГР.
Оценка влияния нижней кромки намагниченных объектов была, например, предпринята Л.В.Булиной и М.С.Рябковой, (1970, 1981) в связи с разработкой экспрессной методики определения намагниченности по результатам аэромагнитной съемки. Оказалось, что нижняя кромка существенно влияет на форму и величину аномалии, если глубина до нее не превышает шестикратной глубины до верхней кромки. Этот вывод нуждается в детализации и уточнении.
Оценка мощности 3D горизонтальной пластины, верхняя кромка которой приближена к поверхности. Такая пластина использована для аппроксимации изометричных в плане массивов серпентинизированных гипербазитов в северной и центральной частях Сакмарской зоны. При этом аномальное поле на всей площади выбирали однородной пластиной, а отдельные участки с более интенсивной аномалией, - изменяя магнитную восприимчивость в элементарных объемах или вводя локальное увеличение мощности. Оценка средней мощности основана на том, что в случае тонкой однородной пластины наблюдается уменьшение Та над ее центральной частью по сравнению с краевыми. в
Физические свойства (плотность и магнитная восприимчивость) пород изучаемого района
Согласно современным взглядам Уральский ороген является рифейско-палеозойским складчатым поясом, формировавшимся в течение почти полутора миллиардов лет вследствие сложных рифтогенно деструкционных процессов в рифее - середине ордовика и аккреционных процессов, начавшихся в конце ордовика и продолжавшихся до верхнего палеозоя (Пейве А.В. и др, 1977, Перфильев А.С., 1979, Иванов С.Н. и др., 1986, Зоненшайн Л.П. и др., 1990, Иванов К.С., 1998 и др.). На западе он представлен рифтогенными и шельфовыми комплексами рифея и палеозоя, пермской молассой, а на востоке - островодужными ассоциациями, крупнейшими массивами "гранитного пояса" и далее на восток докембрийскими массивами, обычно рассматриваемыми как микроконтиненты (например, Иванов С.Н., 1984, Попов В.С, Рапопорт М.С, 1996).
Границей между палеоконтинентальным и палеоостроводужным секторами Урала является Главный Уральский глубинный разлом (ГУГР), представляющий основную шовную зону Урала. Для Урала типично наличие хорошо сохранившихся офиолитовых и островодужных комплексов, существование единого пояса метаморфизма повышенных давлений (эклогит-глаукофансланцевого), наличие "корней гор", прослеживаемых геофизическими методами на глубину более, чем 50 км (Нечеухин В.М., Берлянд Н.Г., Соколов В.Б., 1986, Druzhinin V.S., Kachubin S.N. et. al, 1997, Дружинин B.C., 1999).
Три первые образуют палеоконтинентальный сектор Урала, а три последние - восточный сектор, который по предложению К.С.Иванова (1998) следует называть палеоостроводужным. Предуральский краевой прогиб сложен флишем и молассой верхнего палеозоя и частично триаса. Причиной формирования прогиба, вероятно, послужило опускание края континента под весом пластин островодужного комплекса, надвинутых с востока.
Западно-Уральская мегазона в палеозое являлась пассивной окраиной Восточно-Европейского континента (ВЕК). Здесь выделяют Бельско-Елецкую зону терригенно-карбонатных толщ палеошельфа и Зилаирско-Лемвинскую терригенно-кремнисто-сланцевую зону пассивного континентального склона, существовавшие с ордовика до карбона. И лишь затем в раннем-среднем карбоне возник упомянутый выше Предуральский краевой прогиб. В Западно-Уральской мегазоне на юге региона одним из наиболее значимых структурных элементов является Зилаирский синклинорий, сложенный мощными толщами грауваккового флиша фамен-турнейского возраста. "Накоплением мощной призмы грауваккового флиша фиксируется весьма важный этап в развитии Урала. Это первое появление кластического материала из восточного палеоостроводужного сектора на западном палеоконтинентальном секторе региона," что связано "с размывом шарьируемых на запад пластин. Начавшийся в это время процесс горизонтального сжатия привел в карбоне к закрытию и исчезновению Зилаирско-Лемвинской зоны с надвиганием сформировавшихся в ней отложений на запад", (Иванов К.С, 1998). В пределах Западно-Уральской структурной мегазоны в ряде крупных поднятий на поверхность выведены докембрийские комплексы. Например, Башкирский мегантиклинорий сложен слабо метаморфизованными мелководными терригенно-карбонатными толщами с накопленной мощностью до 12 км и со следами щелочного рифтового магматизма.
Центрально-Уральская мегазона включает в себя блоки кристаллических пород архея и протерозоя, являющиеся глубоко метаморфизованными выступами (Тараташский, Уфалейский) Восточно-Европейской платформы (ВЕП). Более широко распространены здесь терригенные толщи верхнего докембрия - нижнего палеозоя, подвергшиеся зеленосланцевому метаморфизму (суванякский комплекс Урал-Тау). Особое место занимает максютовский эклогит-глаукофановый комплекс Урал-Тау.
В целом суванякский комплекс образован преимущественно метаморфизованными сланцево-терригенными фациями континентального подножья, как результат преимущественной разгрузки, осаждения обломочного материала, в том числе и грубозернистого, поставляемого с Русской платформы.
В составе максютовского комплекса участвуют кварциты (аркозовые, слюдяные, графитистые), слюдисто-кварцевые сланцы, метабазиты (экгогиты, гранат-глаукофановые сланцы) и ультрабазиты. Также максютовскии комплекс представлен зеленокаменно- и зеленосланцево-измененными базальтоидами, в подчиненном количестве -графитистыми кварцитами и сланцами.
Зона Главного Уральского глубинного разлома (ГУГР) является сутурной зоной, разграничившей ВЕК и Уральский палеоокеан. В Присакмаро-Вознесенской зоне ГУГР и других его частях протяженностью в сотни километров характерно широкое развитие серпентинитового меланжа и мегабрекчий. Судя по данным МОВ (Соколов В.Б., 1989 и др.), поверхность разлома падает на восток с постепенным уменьшением углов падения от 60-75 до 40-25. Именно до ГУГРа под современными структурами Урала прослеживается по геофизическим данным (Огаринов И.С., 1973, Берлянд Н.Г. и др., 1986, Дружинин B.C. и др., 1997, 1999) фрагменты кристаллического фундамента ВЕП. На восток от ГУГРа расположены крупнейшие габбро-гипербазитовые массивы, начиная с Кимперсайского на юге и кончая Войкарским на севере. Они являются меланократовым основанием расположенных еще восточнее вулканогенных разрезов. В среднем палеозое ГУГР являлся зоной субдукции, поглощавшей кору раннепалеозойского Уральского океана. При этом формировались одновозрастные максютовскии эклогит-глаукофановый комплекс и андезит-базальтовые островодужные ассоциации ирендыкской свиты (Пучков В.Н., Иванов К.С., 1989, Иванов К.С., КарстенЛ.А. и др., 1997). Во время позднепалеозойского коллизионного этапа с раннего фамена ГУГР трансформируется в надвиг, а в раннем мезозое во время этапа постколлизионного растяжения ГУГР преобразуется в сброс (Иванов К.С., 1997, 1998, Diaconescu С.С. et al, 1998).
Зеленокаменная мегазона, располагающаяся непосредственно восточнее ГУГРа, разделяется на две сходных по геологическому строению, но разновозрастных зоны (островодужные террейны) - более древнюю Тагильскую и более молодую Магнитогорскую. Последняя слагает основную часть восточного склона Южного Урала. Ее разрез начинается с толеитовых палеобазальтов мощностью 1.5-2.5 км, далее появляются андезитовые порфириты, туфы, рифовые известняки, флишевая формация, а также субщелочные базальтоиды и слоистые известняки нижнего карбона. По находкам конодонтов андезит-базальтовая ирендыкская формация Магнитогорской мегазоны относится к эмсу-нижнему эйфелю, в то время как аналогичные образования именновской формации Тагильской зоны - к нижнему силуру и древнее. Особое место в Тагильской зоне занимает протягивающийся на 900 км в ее западной части Платиноносный пояс, состоящий из концентрически зональных массивов, включающих дуниты, габброиды, габбро-нориты и плагиограниты в виде вертикальных или наклонных к востоку тел, прослеживающихся по данным геофизики на глубину 5 км и более (Соколов В.Б., 1989). Массивы внедрялись во вмещающие породы как высоко нагретые пластичные блоки (Ефимов А.А., 1984). В последнее время показано (Иванов К.С., Шмелев В.Р., 1994), что породы Платиноносного пояса по геохимическим характеристикам являются островодужными образованиями, а именно разноглубинными выплавками, генерировавшимися над зоной субдукции. Подобные массивы не отмечены в Магнитогорской мегазоне на уровне современного эрозионного среза. Характерной чертой всей зеленокаменной мегазоны является отсутствие выступов древних метаморфических пород. Восточная граница мегазоны определяется появлением позднепалеозойских гранитоидных интрузий, слагающих Главную гранитную ось Урала. К.С.Ивановым, Р.Г.Язевой и другими, установлено, что в Магнитогорской мегазоне практически нет собственно океанических формаций (срединно-океанических хребтов и др.), а сложена она формациями среднедевонского тыловодужного моря, развивавшегося восточнее Ирендыкской островной дуги.
В конце раннего ордовика раздвижением континентального рифта началось образование океанической структуры. Верхняя часть коры до глубины примерно 10 км - жесткая, ниже - пластически растягиваемая. Разрыв верхней части, по-видимому происходил в нескольких зонах, западнее главного разрыва - в Зилаиро-Сакмарской, восточнее - в Денисовской. Между ними сохранялись микроконтиненты. Возможен разрыв с последовательным "перескоком" зоны спрединга.
Раздвигание закончилось созданием позднеордовикско-силурийского Уральского океана. В верхнем ордовике вдоль восточного края океанической впадины стала формироваться островная дуга, и в конце силура - начале девона началось общее закрытие Уральского палеоокеана. Об этом свидетельствует существование формаций зрелой островной дуги, остатком которой является хребет Ирендык. При этом в зоне ГУГР существовала зона субдукции, падающая на восток. По этой зоне океаническая кора погружалась, а островодужная дуга надвигалась на океан с образованием в своем тылу зоны вторичного спрединга, породившего тыловое расширяющееся море (ныне основная часть Магнитогорского мегасинклинория). В среднем девоне, особенно в эйфеле, тыл оводу жное море достигло максимального развития и глубины. В карбоне море мелеет и превращается в сушу. Зона субдукции целиком поглотила земную кору силурийского океана в конце девона. От нее остались лишь следы в зоне Главного Уральского глубинного разлома, трассирующие вместе с серпентинитовым меланжем древнюю зону уноса Заварицкого - Беньофа (Иванов С.Н., Пучков В.Н. и др., 1986 стр.225).
В конце девона океаническая кора была поглощена, и в карбоне произошло столкновение наступающей с востока литосферной плиты с плитой Восточно-Европейской платформы. "В позднем палеозое земная кора переходного типа (островодужная) на Урале была дополнительно деформирована и метаморфизована. Мощность коры благодаря сжатию и надвиганию увеличилась до 40 км и более" (Иванов С.Н. и др., 1986 стр.228).
Более традиционная точка зрения на развитие Урала, основанная на геосинклинальной теории, изложена, в частности, в работе К.К.Золоева, Б.А.Попова, М.С.Рапопорта и др., (1990). Обе теории опираются на глубокий анализ геологического материала и модифицируются под влиянием новых фактических данных. И там и там признается значение зоны ГУГР в истории геологического развития Урала как наиболее активной шовной зоны, разделяющей преимущественно рифейско-палеозойские осадочные отложения на западе и палеозойские с преобладанием вулканогенных на востоке. Поэтому интерпретация потенциальных полей в Южно-Уральском секторе ГУГР актуальна независимо от той или иной точки зрения.
Морфология серпентинитового меланжа зоны ГУГР
Объекты с плотностями 3.15-ультрамафиты, 2.63 - серпентиниты, закартированные с поверхности, 2.80-спилиты баймак-бурибаевской свиты, 2.75 - андезито-базальтовые толщи Ирендыкской островодужной постройки, 2.68 - туфогенно-осадочные породы улутауской и карамалыташской свит, 3.0-предположительно габбро. Границы комплексов на поверхности соответствуют границам на геологической карте. В.Б.Соколовым (1989) для Платиноносного пояса Среднего Урала предложена модель массивов, в которой избыточная плотность уменьшается по падению и с глубиной. Подобная идея реализована и при построении этих разрезов, где менее плотные базиты налегают на ультрабазиты с востока. Интересно, что Хабарнинский и Халиловский (рис.21, профиль 1) массивы альпинотипных ультрамафитов, отнесенные на тектонической карте Урала (Пейве А.В. и др., 1977) к комплексам меланократового основания океанической коры, находятся по разные стороны гравитационной ступени. По-видимому, ультрабазиты Халиловского массива представляют собой тонкую пластину, тектонически сближенную с комплексами подобными Платиноносному поясу. Возможно, в рассматриваемых габбро-гипербазитовых массивах Южного Урала совмещены офиолитовые комплексы с комплексами "платиноносного" типа. Наличие под Халиловским массивом (чуть восточнее) мощного трубообразного тела ультрабазитов, подобного по морфологии объектам Платиноносного пояса - наиболее вероятное истолкование данных гравиметрии.
Интерпретацией гравитационной аномалии над Халиловским массивом по методике, разработанной М.В.Авдуловым (1973), занимался А.М.Виноградов. Он установил, что Халиловский массив можно представить в виде цилиндра с плотностью 3.1 - 3.2 г/см3 при глубине нижней кромки 6-8 км. По его мнению объекты с такой плотностью отвечают габбро-гипербазитовым комплексам пород "коровых камер мантийного диапира" (Виноградов A.M., 1992).
На профиле 2 (рис.22, А), проходящем через Байгускаровский ультрабазитовый массив, также есть все основания предполагать наличие мощного крутопадающего объекта гипербазитов, сменяющегося на востоке габброидами. На рис.22, Б представлен вариант интерпретации, исключающий габброиды с плотностью 3.0 на глубине. В результате возникшего дефицита масс расчетная кривая пошла почти вдвое ниже экспериментальной. Таким образом, без массивов габбро в основании Ирендыкской островной дуги весьма трудно объяснить фактические данные (IvanovK.S., Vinnichuk N.N. at.al., 2000). На более северных профилях (рис.24 - 26, профили 4-6) модельные тела еще более напоминают форму тел Платиноносного пояса. Понижение плотности на западе объясняется тем, что вместо максютовского комплекса Урал-Тау Магнитогорская мегазона в северной части граничит с суванякским терригенно-зеленосланцевым комплексом. Форму аномалии Буге в области гравитационного супермаксимума удобнее всего согласовать с рельефом поверхности габброидов, хотя это не является единственным вариантом интерпретации. В эпицентральной части глубина до верхней кромки 1 -1.5 км, на востоке верхняя кромка погружается до 3 - 5 км. Аномалия имеет два экстремума, и вероятнее всего, прогиб между ними связан с увеличением мощности эффузивов над по-видимому единым глубинным массивом габбро, судя по одинаковой плотности.
Дополнительные аргументы в пользу существования массивов габбро можно получить при сравнении данных МОВ на профиле ESRU 93-95 (KnappJ.H., Diaconescu С.С. et al., 1998) и на профиле "Уралсейс-95" (KnappJ.H., ..., BerzinR., Kashubin S., Rybalka A.V., 1996, EchtlerH.P., Stiller M. et al., 1996, Diaconescu C.C., Knapp J.H. et al., 1998). На Среднем Урале массивам габбро в Тагильской островной дуге соответствует область отсутствия отражений рис.27, это же отмечается на сейсмическом разрезе в зоне сочленения Тагильской синформы и Центрально-Уральского поднятия (фрагмент Сарановско-Верхнетуринского профиля БГЭ ПГО Уралгеология, Соколов В.Б., 1996). На профиле "Уралсейс-95" (Diaconescu С.С. et al., 1998) такие же области отсутствия отражений отмечаются восточнее массивов Крака и ГУГР в зоне развития Ирендыкских комплексов.
Результаты расчета аномального гравитационного поля на профиле пространственно совпадающем с "Уралсейс-95" На профиле "Уралсейс-95" группа исследователей (Carbonell R., ..., KashubinS., 1996) приводит разрезы скоростных моделей Vp/Vs и суммарное содержание Si02 в процентном отношении (рис.28).По содержанию Si02 в Магнитогорской мегазоне можно наблюдать область значений 50-55% на глубинах от 5 до 15 км, которая предположительно может соответствовать метаморфизованным основным породам. Для габбро содержание кремнезема - в пределах 45-50%.
В работе В.С.Дружинина, С.Н.Кашубина и др., 1985 по меридиональному профилю ГСЗ Нижняя Тура - Орск приведена модель земной коры с полученными скоростями. На широте Нижне-Тагильского массива скорости продольных волн Vp 6.7 + 0.3 км/с, которые могут соответствовать интрузивным образованиям с преимущественным развитием габброидов с плотностью 2.96 г /см3. Южнее широты Магнитогорска в Ирендыкской палеоостроводужной постройке наблюдаются скорости Vp 6.2±0.3 км/с, т.е. имеют пониженную скорость по сравнению с предполагаемыми габброидами в рассматриваемом случае. По данным сейсмометрии можно сделать вывод, что предполагаемые габбровые массивы имеют локальный характер на протяжении всей Ирендыкской палеоостроводужной постройки, что и наблюдается по данным гравиметрии (рис.12), где рассматриваемые выше интерпретационные профили выбраны в повышенных зонах аномалий силы тяжести. Профиль "Уралсейс-95" проходит между 5 и 6 интерпретационными профилями (рис.12), на которых выделены предполагаемые массивы габбро. Непосредственно на профиле "Уралсейс-95" габбро могут отсутствовать или их мощность незначительна. Для подтверждения локального характера предполагаемых габбровых массивов автором проведена интерпретация аномалии силы тяжести на профиле, пространственно совпадающем с "Уралсейс-95" (рис.29). Данные интерпретации подтверждают локальный характер расположения массивов габбро, отчасти подобный распределению вулканических аппаратов в современных островных дугах.
По совокупности данных гравиметрии, сейсмометрии и известных элементов геологического строения с учетом глубокой аналогии и повторяемости геолого-тектонических режимов западных частей Тагильской и Магнитогорской мегазон есть все основания полагать, что под андезито-базальтовыми толщами Ирендыкской островодужной постройки в ее основании на глубине нескольких километров находятся габбровые массивы, подобные массивам Платиноносного пояса. Имеющиеся различия объясняются, вероятно более пологим залеганием и менее глубоким эрозионным срезом Ирендыкской островной дуги (Винничук Н.Н., Иванов К.С., 2000а).
Похожие диссертации на Геологическая интерпретация магнитных и гравитационных аномалий в зоне Главного Уральского разлома на Южном Урале
