Гравитационная модель коры и верхней мантии Северной Евразии (стр. 2 из 5)
Осадочный слой обычно неоднороден как по глубине, так и по простиранию. Более того, вариации плотности внутри осадочного чехла часто создают гораздо более существенный гравитационный эффект, чем вариации глубины до фундамента. Это особенно ясно проявляется в тех случаях, когда мощность осадочного чехла превышает 7-8 км, так плотность осадочных пород около его подошвы близка к плотности вмещающих кристаллических пород. Основные осадочные бассейны детально изучены с использованием различных методов разведочной геофизики и для них имеются опорные данные бурения. Таким образом, имеется принципиальная возможность построить генерализованную плотностную модель осадочного чехла, не используя на этом этапе интерпретацию гравитационного поля.
Данные бурения дают чрезвычайно сложную структуру осадков, включая множество локальных границ [Авчан, Озерская, 1985]. Попытки объединить эти границы в единую модель (хотя бы для одного осадочного бассейна) обычно заканчиваются неудачей. Единственно приемлемый для регионального исследования подход заключается в том, чтобы учесть общие закономерности изменения плотности осадков с глубиной и скорректировать эти зависимости, принимая во внимание литологию конкретного бассейна. Таким образом, каждому осадочному бассейну, или, если для этого имеются основания, его части ставится в соответствие определенная зависимость плотности осадков от глубины. Возможные (и часто весьма значительные) отклонения от общей зависимости имеют локальный характер и не являются объектом данного исследования. Такой подход успешно применялся в ряде работ и доказал свою продуктивность [Artemyev et al., 1994a; Kaban and Mooney, 2001; Yegorova and Starostenko, 1999]. В данной работе используется региональная модель осадочного чехла, построенная в работах [Artemjev et al., 1993, 1994а, 1994b; Gordin and Kaban, 1995].
Влияние плотностных неоднородностей консолидированной коры в принципе также можно оценить, используя данные о средних скоростях сейсмических волн в ней. Однако надежность этой информации, если рассматривать всю территорию Северной Евразии, меньше, чем надежность других групп информации, включая положение границы Мохо. Только на длинных профилях ГСЗ, выполненных в центре ГЕОН с использованием разного типа волн, весьма незначительные вариации средней скорости в консолидированной коре существенно превосходят ошибку их определения [Егоркин, 1991]. Важно отметить, что данная ошибка может быть систематической и зависеть от используемого метода интерпретации. Кроме того, пересчет скоростей в плотности также содержит существенный элемент неопределенности [Красовский, 1989; Christensen and Mooney, 1995]. Учитывая все вышеизложенное, были использованы две модели коры. В первой модели плотность консолидированной коры считается постоянной. Соответственно, остаточные аномалии, получаемые после устранения эффекта коры из наблюденного гравитационного поля, отображают влияние как плотностных неоднородностей верхней мантии, так и консолидированной коры. Во второй модели учитываются плотностные неоднородности консолидированной коры, полученные на основании скоростей сейсмических волн. Сопоставление этих результатов позволяет получить более обоснованные выводы.
Гравитационное поле исходной модели коры вычисляется относительно горизонтально однородной базовой модели. Если нижняя граница модели также горизонтальна, то результирующее поле с точностью до постоянной составляющей не будет зависеть от выбора базовой модели. Для того, чтобы исключить из рассмотрения также и нижнюю границу, до которой производятся расчеты, мы накладываем на базовую модель единственное условие: плотность мантии в ней должна равняться средней плотности мантии, которая принимается в начальных построениях. В данном случае используется двухслойная референц модель, в которой верхняя часть коры имеет плотность 2,7 г/см3, а нижней - 2,9 г/см3, плотность мантии 3,35 г/см3. Глубина до нижней границы составляет 34,3 км, что соответствует средней глубине до границы Мохо в пределах исследуемой области. Глубина до границы раздела плотности 2,7/2,9 г/см3 составляет 14 км, при этом средняя плотность коры равна 2,82 г/см3, что согласуется с мировыми данными [Mooney et al., 1998].
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 1o 
1o. 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 10
15 , 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.
| 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.
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.