Плотностная неоднородность верхней мантии

Строение литосферы

Схемы комплексной интерпретации данных ГСЗ и гравиметрии: а) корреляционная, б) схема опорных сейсмических данных, в) согласование скоростных и плотностных разрезов.

Корреляционная схема: построение в эталонной области уравнений регрессии гравитационных аномалий с глубиной сейсмических границ; использование этих уравнений для определения глубины этих границ в неизученных методом ГСЗ регионах. Этот подход предполагает одинаковую модель литосферы эталонной области и неизученных районов.

Схема опорных сейсмических данных при интерпретации гравитационных аномалий – это подбор плотностной модели с априорными ограничениями для устранения неоднозначности. Ее можно считать способом решения обратных задач гравиметрии.

Схема взаимного согласования скоростных и плотностных моделей

Известны:

− сейсмическое волновое поле: сейсмограммы или годографы, поля времен;

− пределы вариаций коэффициентов уравнения Берча, связывающ. плотность и скорость продольных волн:

σ = a + b ₂ v _P; a ₁ ≤ a ≤ a ₂; b ₁ ≤ b ≤ b ₂;

− гравитационное поле - аномалии Буге (или Гленни) D g.

Требуется построить скоростные и плотностные разрезы литосферы, s(x, y, z) и v _P(x, y, z).

Скоростные разрезы должны соответствовать волновому полю, плотностные – гравитационным аномалиям, физические свойства слоев - уравнению Берча с коэфф-ми, не выходящими из заданных пределов.

Это задача многопараметрической оптимизации; отметим ее содержательные аспекты.

Системы наблюдений ГСЗ нацелены на конкретные элементы структуры в ограниченном объеме среды, а в гравитационных аномалиях отражены все плотностные неоднородности. Способы устранения несоответствия сейсмической и гравитационной моделей литосферы:

1. Влияние элементов плотностной структуры вне объема сейсмической модели устраняется разделением полей. При изучении литосферы исп-ся изостатическая компенсация плотностных неоднородностей.

2. Использование редукции Гленни позволяет убрать влияние структур раздела Мохо, компенсирующих рельеф за пределами 2°- зоны.

3. Не зафиксированные методом ГСЗ в изученном объеме границы раздела с заметной структурой и скачками плотности можно выявить только детализацией и повышением точности сейсмич. наблюдений.

Плотность верхней мантии нельзя оценить по данным гравиметрии из-за неоднозначности решения обратных задач, а по уравнению связи скорость – плотность из-за малых латеральных вариаций скорости и плотности (меньше погрешностей коэффициентов).

Решение задачи возможно комплексированием данных гравиметрии и ГСЗ.

Региональные плотностные неоднородности литосферы:

- рельеф земной поверхности;

- рельеф фундамента платформ и межгорных прогибов;

- переменное соотношение толщины слоев коры;

- вариации толщины земной коры;

- плотность литосферного слоя верхней мантии.

Все эти неоднородности кроме последней – предмет исследований строения и изостазии земной коры по данным ГСЗ и гравиметрии.

Комплекс данных ГСЗ и гравиметрии используется для выявления плотностных неоднородностей литосферного слоя мантии в таких формах:

- сравнения реальной структуры земной коры по данным ГСЗ с ее изостатической моделью;

- интерпретации латеральных изменений глубины "поверхности свободной мантии".

В методе сравнения реальной и изостатической моделей земной коры используются условия изостазии по Эри: H _ми = H _м0 + h s₀ / (s_м - s_к), H _м0 - глубина раздела Мохо при h = 0; s₀ - плотность пород в пределах рельефа; h - высота рельефа; на море это глубина с коэффициентом, (s_в - s₀) / s₀; s_м и s_к - плотность пород мантии под разделом Мохо и средняя плотность земной коры.

Отклонения от изостазии, неоднородность земной коры – различия по плотности и толщине осадочного, гранитного и базальтового слоев – учтены в формуле:

H _ми = H _м0 + t h s₀ / (s_м0 - s_б0) + [ H _ос (s_ос - s_г) +

+ Н _г (s_г - s_г0) + d Н _г (s_г0 - s_б0)] / (s_м0 - s_б0),

s_ос,s_г и s_б0 - плотность пород слоев – осадочного, гранитного и базальтового;

H _ос и Н _г - толщина осадочного и гранитного слоев,

d Н _г - латеральные изменения толщины гранитного слоя; эти параметры вместе с глубиной залегания раздела Мохо однозначно определяют толщину базальтового слоя;

t - коэффициент компенсации топографических масс.

Индексы ₀ отмечают стандартные параметры, в отличие от переменных по площади величин.

Мерой плотностной неоднородности ds_м литосферного слоя верхней мантии H _лм является разность D H _м реальной толщины земной коры по сейсмич. данным H _мс и ее изостатической модели H _ми: D H _м = H _мс - H _ми

ds_м = s_м - s_м0 = D H _м (s_м0 - s_б0) / H _лм.

Точность оценки ds_м зависит от погрешностей H _мс и качества учета факторов неоднородности и неравновесия земной коры.

При средних значениях s_м0 = 3,25 г/см³, s_б0 = 2,9 г/см³, H _лм.= 50 км имеем ds_м = 0,007 D H _м.

Погрешности определения глубины раздела Мохо по данным ГСЗ составляют примерно 3–5 км, так что аномалии плотности верхней мантии определяются этим методом с погрешностью ±(0,02-0,03) г/см³.

В методе оценки глубины поверхности “свободной мантии”, эта глубина вычисляется с условием, что все слои коры сжаты до плотности мантии:

Н _см = Н _м (1 - s_к / s_м) - h s₀ / s_м, Н _м - глубина Мохо, s₀ - средняя плот-ть пород в пределах рельефа.

При стандартных значениях плотности s₀, s_к и s_м глубина пов-ти “свободной мантии” Н _см0 = 4,3 км.

Аномалии плотности верхней мантии составляют:

ds_м = D Н_см s_м0 / (Н_м - Н _см0); D Н _{с м} = Н _см - Н _см0.

При s_м0 = 3,25 г/см³ и Н _м - Н _см0 = 40 км ds_м = 0,08 D Н _см. Погрешность оценки D Н _см равна ±0,02 г/см³.

Нарушения изостазии – поправка d Н _{с м} = 0,82 (t - 1) h.

При недокомпенсации, t = 0,8, получаем d Н _{с м} = -0,16 h. Для рельефа h = 1 км, Н _{с м} = 4,14 км (вместо 4,3 км).

Если не учитывать эту поправку, получим аномалии плотности в мантии ds_м = 0,015 г/см³.

ГЕОФИЗИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ В ТЕКТОНИКЕ ПЛИТ
ЛЕКЦИЯ 6

Дата добавления: 2014-01-20