Реферат: Гравитационная модель коры и верхней мантии Северной Евразии

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.

Рис. 3

Рис. 4

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.

Рис. 5

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.

Рис. 6

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.

Рис. 7

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.

Рис. 8

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 7^o . 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.

Рис. 9

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 5^o 5^o [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.

Рис. 10

Рис. 11

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.

4. Остаточные (мантийные) аномалии гравитационного поля

Рис. 12

Остаточные аномалии гравитационного поля, показанные на рис. 12, были получены после устранения из аномалий Буге аномального гравитационного поля, создаваемого осадочным чехлом, аномалий, вызванных вариациями глубин до границы М, а также региональных полей, связанных с влиянием наиболее существенных масс вплоть до антиподов [Artemjev et al., 1994a, 1994b]. Таким образом, если не учитывать погрешности исходных данных, эти аномалии отображают латеральные неоднородности

Рис. 13

нижней части консолидированной коры и верхней мантии. На рис. 13 показаны аномалии, из которых дополнительно устранен гравитационный эффект плотностных неоднородностей консолидированной коры, определенный в предыдущем разделе. Как видно из сопоставления рисунков 12 и 13, введение коровой коррекции позволяет существенно уменьшить амплитуду региональной части остаточных аномалий, хотя основные особенности пространственного распределения максимумов и минимумов аномалий остаются теми же.

Рис. 14

Рис. 15

Амплитуды мантийных аномалий для территории Северной Евразии достигают 300 мГал, что существенно превосходит погрешность их определения, которая в наихудшем случае для малоизученных территорий может достигать 100 мГал, а в остальных случаях составляет примерно 25-50 мГал в зависимости от мощности коры. Наиболее заметной особенностью полученного поля является явное разделение его на региональную и локальную составляющие, показанные на рис. 14 и 15. Региональная часть в первом приближении не зависит от особенностей строения коры: громадные области, характеризуемые аномалиями преимущественно одного знака, включают достаточно разнородные структуры. Для северной и центральной частей Евразии характерны интенсивные положительные аномалии со средней амплитудой 100-150 мГал. С запада эта область ограничена по линии Тессейра-Торнквиста, представляющей "геофизическую'' границу между Западной и Восточной Европой. Эта линия может быть продолжена на юго-восток, где она разделяет Большой и Малый Кавказ, характеризуемый интенсивными отрицательными аномалиями, хотя природа аномального поля может быть здесь совершенно иной. С востока область положительных аномалий ограничена по линии, простирающейся с юго-запада, где она разделяет Афгано-Таджикскую депрессию, подстилаемую чрезвычайно плотной мантией, и Памир. Далее линия раздела протягивается на северо-восток, огибая Саяны и Байкальскую рифтовую зону по северо-западной границе, достигая границы Евразии примерно в районе Тикси. Пока остается неясным, к какому из мегаблоков следует отнести район Алданского щита. Можно предположить, что основной вклад в региональные вариации плотности верхней мантии вносит поле температур, что подтверждается результатами интерпретации поверхностных волн [Ekstr o m and Dzievonski, 1998; Ritzwoller and Levshin, 1998]. Зона повышенных скоростей поперечных волн в верхней мантии, выделенная в данных работах, точно соответствует описанной выше области преимущественно положительных остаточных аномалий, а глубина ее распространения достигает 250 км. Данные о тепловом потоке также подтверждают этот вывод: разница между тепловыми режимами Западной и Восточной Европы установлена достаточно надежно [Cermak, 1982; Hurtig et al., 1992].

В отличие от регионального поля, "локальное'' поле остаточных аномалий с длинами волн менее 2000-2500 км имеет ясную привязку к конкретным тектоническим структурам (рис. 15). В пределах платформенных областей локальные вариации мантийных аномалий существенно меньше, чем в тектонически активных районах. При этом, к востоку от линии Тессейра-Торнквиста наиболее выражены положительные аномалии. Например, щиты Восточно-Европейской платформы характеризуются интенсивными положительными остаточными мантийными аномалиями с амплитудой до +100 мГал. Такая же аномалия приурочена к восточной части Урала (Магнитогорской зоне). Значения мантийных аномалий над Тунгусской синеклизой достигают +100 мГал. Этот вывод находится в хорошем соответствие со скоростями продольных волн в верхней мантии, которые здесь повышены [Глубинное строение..., 1991; Egorkin, 1998]. В то же время, к западу от линии Тессейра-Торнквиста четко прослеживается цепь отрицательных мантийных аномалий: Венгерская впадина - Рейнский Грабен - Центральный Французский массив.

На первый взгляд не подтверждается неоднократно высказывавшееся ранее предположение о том, что под Черным морем и Южным Каспием имеется существенное разуплотнение верхней мантии [Гравитационная модель..., 1979]. Оказывается, что глубочайшие прогибы фундамента и подъем границы Мохоровичича в пределах этих структур вполне компенсируют друг друга, давая близкие к нулю мантийные аномалии над Черным морем и заметный максимум над Каспийским.

К ожидаемым результатам относятся интенсивные отрицательные мантийные аномалии вдоль восточной границы Евразии, связанные с окраинными морями. Максимальные амплитуды этих аномалий тяготеют к глубоководным впадинам. Тепловая природа этого разуплотнения не вызывает сомнений.

В центральной Азии обнаруживается две ярко выраженные зоны отрицательных остаточных аномалий. Одна из них расположена к юго-западу от Байкала, примерно в районе Хамар-Дабана. К сожалению, изученность этого района сейсмическими методами оставляет желать лучшего, поэтому говорить о точном пространственном положении выявленной аномалии пока невозможно. Тем не менее, имеются основания отнести эту область, как и несколько менее выраженную область отрицательных аномалий у северо-восточной оконечности Байкала, к "горячим'' точкам [Grachev, 1998]. Другая зона интенсивных отрицательных мантийных аномалий располагается в районе гор Каракорума и в особенности Кунь-Луня, лежащими на границе Таримского бассейна и Тибета. Для выяснения природы этих аномалий необходимо привлекать дополнительные данные, которые к сожалению пока отсутствуют.

5. Изостатические аномалии силы тяжести

Изостатические аномалии силы тяжести представляют разность между наблюденным гравитационным полем и полем, создаваемым изостатически скомпенсированной литосферой. В данном случае мы используем строгое определение изостазии, в соответствие с которым сумма аномальных масс в каждой литосферной колонке выше некоторого уровня, называемого уровнем изостатической компенсации, равна нулю. В дополнение к топографическому рельефу, аномальным массам осадочного чехла и вариациям границы Мохо вводятся плотностные неоднородности консолидированной коры и верхней мантии, которые в сумме дают изостатически уравновешенную литосферную колонку.

Рис. 16

Рис. 17

Изостатические аномалии гравитационного поля показаны на рис. 16. Из этих аномалий удален также региональный фон, показанный на рис. 17. Параметры разделения коротко- и длинноволновой составляющих поля изостатических аномалий выбраны на основании анализа спектра полного поля, показанного на рис. 18. Этот спектр имеет выраженный минимум на длинах волн 2000-2700 км.

Рис. 18

Очевидно, что структуры с горизонтальными размерами 1000 км и более изостатически скомпенсированы, причем на таких длинах волн способ компенсации уже не играет роли, в любом случае изостатические аномалии должны быть близки к нулю. Таким образом, длинноволновая составляющая поля изостатических аномалий (рис. 17) обусловлена глубинными плотностными неоднородностями и динамическими эффектами конвективных течений в мантии. В исходном гравитационном поле эти эффекты практически полностью маскированы полем, создаваемым неоднородностями литосферы. Поле изостатически скомпенсированных литосферных неоднородностей имеет широкий спектр, а поэтому не может быть полностью редуцировано с помощью низкочастотной фильтрации [Artemjev et al., 1994a, 1994b]. Таким образом, полученные в настоящей работе длинноволновые аномалии гораздо лучше подходят для изучения глубинных мантийных неоднородностей и мантийной конвекции, чем длинноволновая составляющая аномалий в свободном воздухе.

Локальные изостатические аномалии (рис. 16) отображают влияние, в основном, трех факторов:

1. Нарушениями изостазии, так как при вычислении изостатических аномалий не принималась во внимание возможность упругой поддержки приповерхностной нагрузки.

2. Неучтенными плотностными неоднородностями осадочного чехла и фундамента.