Методы изучения изостазии

Региональная гравиметрия

Плотностная модель литосферы – слоистость при малой роли латеральных неоднородностей. Обратная задача гравиметрии в такой модели неоднозначна.

Это определяет выбор методов интерпретации гравиметрии, не сводящихся к решениям обратных задач.

Гравиметрия способна обеспечить подробное изучение больших территорий суши и акваторий Мирового океана.

Контроль плотностных моделей посредством сравнения их гравитационных полей (из решения прямых задач) с реальными аномалиями является эффективным средством выбора подходящих разрезов земной коры.

Поэтому данные гравиметрии служат связующими в комплексном изучении литосферы.

Далее – специфические методы интерпретации данных гравиметрии в изучении строения и изостазии литосферы.

Изостазия – особый вид равновесия в литосфере, определяемый равенством масс в вертикальных колонках до глубины больше глубины поверхности компенсации.

Эта поверхность не выражена в изменениях свойств литосферы. Она проводится на уровне максимальной глубины раздела Мохо - порядка 80 км. Такой же порядок имеют горизонтальные размеры колонок литосферы.

Совершенство изостазии иногда оценивают по разности давлений на поверхности компенсации; этот метод основан на подсчете масс в вертикальных колонках литосферы. Условие изостазии:

(h _i s_i) = const,

h _i – толщина слоев литосферы в каждом колонке; s_i – их плотность. В число слоев литосферы включаются рельеф земной поверхности и слой воды в морях и океанах; отсчет ведется от уровня моря.

Подсчет масс ведется по колонкам разрезов ГСЗ, в которых значения плотности определены по скоростям с использованием закона Берча.

Возможности этого метода ограничены по причинам:

─ далеко не везде есть данные ГСЗ;

─ в разрезах ГСЗ могут отсутствовать границы, выделение которых не предусмотрено системой наблюдений, или относящиеся к ним волны не входят в число опорных волн;

─ толщина и значения плотности слоев имеют погрешности 5–10%.

Это приводит к ошибкам оценки изостазии примерно 15 %, что соответствует большим отклонениям от равновесия.

Такой подход к оценке нарушений изостазии используют для контроля качества глубинных разрезов ГСЗ как обоснование пересмотра интерпретации материалов ГСЗ.

Лучшим по точности и возможности широкого применения является гравиметрический метод – корреляции аномалий с осредненными высотами рельефа. Для этого иногда используются аномалии Фая и Буге, но лучшие результаты получены при изучении изостатических аномалий.

Они вычисляются в следующих предположениях:

─ равновесие полное – массы рельефа и компенсации равны и противоположны по знаку;

─ равновесие локальное – каждый элемент рельефа компенсируется независимо – массами, расположенными непосредственно под ним;

─ распределение компенсационных масс соответствует одной из моделей изостазии.

Отметим, что эти модели не обязательно строить в массах, можно – прямо в их гравитационных эффектах.

Классические модели изостазии включают массы рельефа и компенсационные массы, расположенные в литосфере. Рельеф – это земная поверхности и дно океана с учетом водной нагрузки.

В модели Пратта массы компенсации равномерно распределены в слое до глубины компенсации Т:

s_к = -s₀ h / T; s₀ и h – плотность и средняя высота рельефа в колонке.

В модели Эри массы компенсации образованы рельефом границы земной коры и мантии – поверхностью Мохо:

H = H ₀ +s₀ h / (s_м - s_к), H ₀ - глубина раздела Мохо там, где h = 0, s_м и s_к - плотность мантии и земной коры.

Тип и степень нарушений изостазии оценивается по коэффициентам локальной недокомпенсации θ₁ и региональной перегрузки θ₂:

θ₁ == (1 - t); t = r_к/r - коэффициент компенсации;

θ₂ =; D g _и = A + (1 - t) B h _ср.

При недокомпенсации (t < 1) корреляция изостатических аномалий с осредненным рельефом положительная, при избытке компенсационных масс (t > 1) – отрицательная.

Из средних значений изостатических аномалий вычитаются зональные аномалии, вызванные неоднородностью мантии. Эти аномалии определяются по спутниковым наблюдениям или осреднением изостатических аномалий в радиусе ~200 км.

Изостазия Сибири

Изостазия Алтая

Изостазия Сибири

Фазовая переходная зона мантии
по данным гравиметрии

Переходная зона мантии (ФПЗ) на глубинах 400–700 км играет важную роль в динамике Земли.

Радиальная структура Земли изучена по данным сейсмологии. Единичными длинными профилями ГСЗ выявлены границы на глубинах около 420, 520 и 670 км, определены скачки скорости на границах между слоями, совпадающие с оценками глубины границ и значениями скоростей в сферически симметричных моделях Земли.

Важной физической характеристикой ФПЗ является закономерное увеличение плотности сверху вниз на каждой фазовой границе на 0,3–0,4 г/см³. Это связано с изменением кристаллической структуры.

Рельеф границ ФПЗ при скачках плотности (~0,3 г/см³) должен находить отражение в гравитационном поле.

Гравитационные аномалии и высоты геоида не обнаруживают связи со структурой литосферы, мощностью земной коры, распределением континентов и океанов.

Оценки глубины источников этих аномалий: до 2000 км по низким (n = 3-7) или 500−1000 км по высоким гармоникам (n = 8-18). Это оценки сверху, они соответствуют глубинам предельно концентрированных распределений масс, какими границы в мантии не являются.

Оценки показывают, что эти аномалии могут быть связаны с ФПЗ. Альтернатива – связь их с неоднородностями мантии, обусловленными температурой. В таком случае они должны проявляться в скоростной структуре мантии, определенной по данным сейсмической томографии.

Для понимания сути метода требуются характеристики фазовой переходной зоны − скачки плотности на фазовых границах, наклон кривых Клапейрона dP / dT и др.

Характеристикифазовой переходной зоны	Единицы измерения	На границах
420 км	670 км
Давление, Р	ГПа	13,7	23,8
Средняя температура, Т	К
Плотность над границей, s1	г/см^3	3,55	4,05
Плотность под границей, s2	г/см^3	3,80	4,38
Относ. скачок плотности, Ds/s1	-	0,07	0,08
Температурный градиент, t	К/км	1,2	0,8
Наклон Клапейрона, dP/dT	МПа/К		-2
Наклон фазовой границы, dH/dT	км/К	0,12	-0,05

Спутниковые карты – аномалии Фая на высоте ~300 км, много большей глубины компенсации (~80 км). Поэтому влияние рельефа и масс компенсации исключают друг друга везде, кроме высокогорных районов.

При оценке структуры ФПЗ учитываются факты:

− отрицательная коррелированность границ ФПЗ;

− разные знаки наклона кривых фазовых равновесий.

Модель изостатической структурыграниц ФПЗ:

D Н ₁ Ds₁ = -D Н ₂ Ds₂ → оценка рельефа двух границ, как параметров сферических призм; модель удовлетворяет условиям единственности обратных задач.

Результаты по Азии: глубины фазовых границ варьируют в диапазоне ± 20 км от средних значений, латеральные температурные аномалии в переходной зоне достигают 350 К.

Дата добавления: 2014-01-20