Остаточные мантийные аномалии гравитационного поля

Остаточные мантийные аномалии гравитационного поля. Рис. 12Остаточные 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. 13нижней 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. 15Амплитуды мантийных аномалий для территории Северной Евразии достигают 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. 17Изостатические 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. 18Очевидно, 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. 3. Отклонениями реальной схемы изостатической компенсации от использованной при моделировании. Влияние второго и третьего факторов было существенно редуцировано в настоящих расчетах, по крайней мере для крупных структур, за счет учета плотностных неоднородностей осадочного чехла и подбора эффективной модели компенсации.

Таким образом, полученные в данной работе изостатические аномалии в гораздо большей степени отображают особенности геодинамических режимов, чем во многих предыдущих исследованиях. Интенсивность изменчивость поля изостатических аномалий прямо связана со степенью тектонической активности современной и прошлой конкретного региона.

Стандартное отклонение поля, показанного на рис. 16, составляет 10-16 мГал в платформенных областях, 18-20 мГал - в районах, где процесс горообразования давно завершился напр. Урал, 36-57 мГал - в областях с высоким уровнем современной тектонической активности Альпийско-Средиземноморский складчатый пояс, Памиро- Алтай, Тянь-Шань, Байкал и достигает 70 мГал в районе островных дуг и глубоководных желобов. Необходимо отметить, что учет реального строения коры позволил существенно до 2 раз редуцировать амплитуды изостатических аномалий по сравнению с теми, что были рассчитаны по простейшей схеме Эри и с использованием только топографических данных Артемьев, 1975. Более подробно поле изостатических аномалий будет проанализировано в последующих частях работы.

Рис. 19На основании полученных изостатических аномалий расчитаны максимальные значения модулей их горизонтальных градиентов рис. 19. Поле градиентов представляет собой достаточно сложную картину.

В нем отчетливо видна суперпозиция градиентных зон различной интенсивности и ширины, что, очевидно, отображает сложную, иерархически организованную структуру земной коры Евразии. Для выявления межблоковых границ выделены значения горизонтальных градиентов изостатических аномалий, которые являются максимальными по отношению к двум соседним хотя бы в двух из четырех возможных направлений. Выделенные значения почти повсеместно объединяются в протяженные зоны, которые и должны соответствовать границам блоков.

Градиентные зоны изостатических аномалий оконтуривают преимущественно субвертикальные контакты пород различной аномальной плотности в теле коры. Естественно, что большинство глубинных разломов должно создавать такие контакты. Плановое положение зон в общем подтверждает такое предположение. Практически очевидно также, что в областях с активной тектоникой плотностные контакты могут быть более выраженными вследствие большого разнообразия пород, смещенных тектоническими движениями на разные глубинные уровни.

В стабильных областях древние глубинные разломы скрыты осадками и разделяют обычно сильно денудированную поверхность фундамента, т.е. плотностные контрасты блоков коры могут быть не столь велики. Соответственно и градиентные зоны будут не столь интенсивны. Тектонические движения там также существенно спокойнее. Таким образом, можно предположить, что в активных областях выявляются разломные зоны более высокой интенсивности, а в стабильных выявляются или древние и мертвые, или малоактивные зоны разломов.

Этот вывод подтверждается даже на примере Урала несмотря на бытующее представлении о чрезвычайно высокоградиентном поле, связанном с контрастными плотностными неоднородностями в Магнитогорской зоне, реальные градиенты изостатических аномалий существенно меньше, чем в тектонически активных зонах. Мы приходим к заключению, что выявленные нами градиентные зоны, являясь объективной реальностью, отображают крупные зоны тектонических нарушений.

Ширина этих зон соответствует скорее всего достаточно протяженным зонам деформации коры, т.е. не отдельным, как правило, разломам, а зонам их концентрации - разломным зонам. 6.