На втором этапе вводятся дополнительные плотностные неоднородности верхней мантии. Важно отметить, что эти дополнительные аномалии плотности таковы, что сумма аномальных масс в каждой литосферной колонке, включая как известные a-priori массы топографии, аномальные массы коры, включая осадочный чехол и консолидированную кору, и вариации границы Мохо, так и дополнительные, равна нулю. Поле, создаваемое дополнительными плотностными неоднородностями верхней мантии, вычитается из мантийных аномалий силы тяжести, в результате получаются изостатические аномалии силы тяжести. Эти аномалии можно рассматривать как вторую важнейшую характеристику геодинамического режима тектонической структуры.

3. Исходные данные и базовая плотностная модель коры

На рис. 1 показано исходное гравитационное поле (аномалии в свободном воздухе) для исследуемой территории. Отдельные части ее изучены с существенно различной детальностью, поэтому и полученные в данном исследовании результаты также разнородны. Для области, ограниченной рамками 14o з.д.-180o в.д., 30o-75o с.ш. мы представляем все трансформации гравитационных полей с разрешением 1o1o. Исходное гравитационное поле с таким разрешением взято из модели EGM96 [Lemoine et al., 1998]. Для существенной части Евразии, в частности для территории бывшего СССР, гравитационные данные более надежны и могут быть представлены на сетке 1015, что принципиально важно для изостатических аномалий, так как при осреднении теряется существенная часть информации. Исходное поле представляет собой аномалии в свободном воздухе, в которые введена поправка за вариации рельефа в области с радиусом 200 км, так называемые аномалии Фая.

На рис. 2 показана карта глубин до поверхности фундамента. Основа этой карты подготовлена в работе [Artemjev et al., 1994a]. Существенные дополнения были внесены на основании более детальных работ для области, примыкающей к Альпийскому складчатому поясу, центральной и южной части Восточно-Европейской платформы [Gordin and Kaban, 1995; Kaban et al., 1998]; Западно-Сибирской плиты [Artemjev et al., 1994b]. Для территории Китая новые данные были предоставлены китайскими коллегами в рамках совместного проекта [Feng Rui et al., 1996]. Согласно этой карте мощность осадков наибольшая в районах Южного Каспия, Черного и Баренцева морей, где она достигает 22-24 км. Кроме того, для каждого осадочного бассейна в работах [Artemjev et al., 1993, 1994а, 1994b; Gordin and Kaban, 1995] была построена характерная зависимость плотности осадков от глубины, некоторые, наиболее типичные зависимости для крупнейших бассейнов приведены на рис. 3.

Суммарный гравитационный эффект осадочного чехла относительно горизонтально однородной референц модели показан на рис. 4. Основной эффект создается верхней наиболее легкой частью осадков, где он рассчитан относительно плотности 2,7 только для наиболее глубоких впадин (Южно-Каспийской, Черноморской и Прикаспийской), существенная часть суммарного эффекта обусловлена более глубокими корнями. В этих впадинах аномальное гравитационное поле осадков достигает - 145 мГал. В то же время, в районе Западно-Сибирского осадочного бассейна почти такой же эффект обусловлен верхней малоплотной частью осадочного чехла. Погрешность определения этого поля не превышает 15% для достаточно протяженных структур, размеры которых превышают первые сотни километров. Разумеется, некоторое количество локальных осадочных бассейнов осталось за рамками данной модели, однако их влияние легко выделяется из результирующих изостатических аномалий.

Другим важным параметром, рассчитываемым с учетом аномальной плотности осадочного чехла, является так называемый приведенный рельеф или приведенная топография. При расчете этого параметра вода и осадки численно уплотняются до нормальной плотности верхней части коры 2,67 г/см3. Топография является одним из основных параметров при многих построениях, например, при вычислении изостатических аномалий. Использование приведенной топографии является гораздо более оправданным для этих целей, так как она представляет однородную поверхностную нагрузку. Карта приведенной топографии для всей территории Северной Евразии показана на рис. 5.

Для всей анализируемой области построена карта рельефа поверхности Мохоровичича, основанная на обобщении разнообразных геофизических, в основном сейсмических, данных. Для территории России, за исключением ее Северо-Восточной части, материал подготовлен в центре ГЕОН ([Костюченко и др., 2000], персональное сообщение). Эта карта была дополнена существенно новыми данными для Западной Европы [Hurtig et al., 1992], района Кавказа - Копет-Дага и сопредельных областей [Kaban et al., 1998], Байкала и сопредельных территорий (Леви, персональное сообщение), Китая и Монголии [Feng Rui et al., 1996; Lithospheric dynamics..., 1989]. Результирующая карта показана на рис. 6.

Существенная информация может быть получена на основании анализа связи приповерхностной вариаций нагрузки (приведенного рельефа) и глубин до Мохо. Как известно, наличие связи между топографией и глубинами до границы Мохо послужило основанием для использования модели Эри на начальных этапах изучения изостазии [Артемьев, 1975]. Однако уже в начале 80-х годов стало ясно, что параметры, характеризующие соотношение рельефа и Мохо, могут быть разными для различных типов структур, причем вариации этих параметров связаны с плотностными свойствами литосферы [e.g. Artemyev and Golland, 1983]. Представленные здесь данные о приведенном рельефе и мощности коры позволяют проанализировать эту проблему на совершенно новой основе.

На рис. 7 показан график зависимости приведенного рельефа (t) и глубин до границы кора-мантия (M) для континентальной части Северной Евразии. Коэффициент корреляции этих параметров равен 0,77, а линейнай регрессия описывается уравнением M=5,9t+37,8 (км). Принимая во внимание, что крупные блоки литосферы, для которых получено данное соотношение, должны быть изостатически уравновешены, можно определить среднюю разницу плотности консолидированной коры и верхней мантии. Эта разность должна составлять 0,45 г/см 3, т.е. точно соответствует разности нижнего слоя консолидированной коры и подкорового слоя в референц модели. В то же время, существует больщой разброс точек, который свидетельствует о том, что для отдельных структур это соотношение нарушается.

На рис. 8 приводится карта распределения "нормальной'' мощности коры, т.е. мощности, соответствующей нулевому значению приведенного рельефа, полученная путем расчета регрессии этих двух параметров в скользящем окне со средним радиусом 7o. Этот параметр прямо связан со средней плотность мантии. Повышенные значения его соответствуют повышенной плотности литосферы, которая подобно якорю удерживает кору от всплытия и наоборот. Как будет видно в дальнейшем, распределение этого параметра полностью соответствует распределению региональной составляющей остаточного мантийного поля.

Карта средних скоростей продольных волн в консолидированной коре для территории Северной Евразии показана на рис. 9. На территории России она составлена, в основном, по данным центра ГЕОН, дополненными результатами, представленными в монографии [Вольвовский, Вольвовский, 1975]. Для территории Западной Европы использовались данные из работы [Гизе, Павленкова, 1988]. Оставшаяся часть Северной Евразии дополнена значениями, взятыми из глобальной модели с разрешением 5o5o [Mooney et al., 1998]. Вариации средних скоростей в консолидированной коре достаточно велики от 6,3 до 7 км/сек, что может свидетельствовать о значительных вариациях плотности.

Проблема пересчета скоростей сейсмических волн в плотность не имеет однозначного решения [Красовский, 1989; Christensen and Mooney, 1995], хотя для пород, слагающих консолидированную кору, связь этих параметров более устойчива, чем для осадочного чехла и верхней мантии. Мы используем зависимости скорости и плотности, полученные в работе [Christensen and Mooney, 1995] с учетом возможных различий состава пород, например, в океанических и континентальных районах. Согласно этому исследованию, возможная погрешность определения плотности по скорости продольных волн на региональном уровне, т.е. для достаточно крупных структур, составляет примерно 0,05 г/см3 для отдельного слоя и 0,03 г/см3 для консолидированной коры в целом. Эти цифры используются при оценки надежности результатов.

На рис. 10 и 11 показан гравитационный эффект консолидированной коры, ключая вариации границы Мохо. В первом случае ее плотность считается постоянной и равной 2,84 г/см3. На следующей карте показано поле, которое было рассчитано с учетом вариаций плотности в консолидированной коре (рис. 11). При этом "чистый'' эффект вариаций плотности изменяется от - 125 до 160 мГал, причем его вариации не всегда коррелированы с вариациями плотности. Это объясняется разным положением границ консолидированной коры относительно границ референц модели. Сравнительно небольшая плотность может создавать существенный положительный эффект в случае, когда основная часть коры перекрывает верхнюю часть референц модели с плотностью 2,7. Этот случай характерен для океанических районов. Альтернативой являются погруженные участки консолидированной коры (как, например, в Прикаспийской низменности), когда ее высокая плотность скомпенсирована за счет высокой плотности референц модели на этих глубинах.

Страницы: 1, 2, 3