Реферат: Гравитационная модель коры и верхней мантии Северной Евразии - текст реферата. Скачать бесплатно.
Банк рефератов, курсовых и дипломных работ. Много и бесплатно. # | Правила оформления работ | Добавить в избранное
 
 
   
Меню Меню Меню Меню Меню
   
Napishem.com Napishem.com Napishem.com

Реферат

Гравитационная модель коры и верхней мантии Северной Евразии

Банк рефератов / Геология и геодезия

Рубрики  Рубрики реферат банка

закрыть
Категория: Реферат
Язык реферата: Русский
Дата добавления:   
 
Скачать
Microsoft Word, 697 kb, скачать бесплатно
Заказать
Узнать стоимость написания уникального реферата

Узнайте стоимость написания уникальной работы

Гравитационная модель коры и верхней мантии Северной Евразии 1. Ма нтийные и изостатические аномалии силы тяжести. Содержание Аннотация 1. Введение 2. Принципы гравитационного моделирования 3. Исходные данные и базовая плотностная модель коры 4. Остаточные (мантийные ) аномалии гравитацион ного поля 5. Изостатические аномалии силы тяжести 6. Заключение Литература Аннотация Построена цифровая плотностная модель кор ы Северной Евразии и рассчитано ее гравит ационное влияние . Эта модель включает вариаци и мощности и плотности осадочного чехла и консолидирован ной коры , полученные на основании обобщения сейсмических и геологическ их данных и оцифрованные на сетке 1 o 1 o в пределах области 30 o с .ш .-75 o с.ш ., 14 o з.д .-195 o в.д . После удале ния аномального поля модели из наблюденного гравитационного поля , рассчитаны остаточные мантийные аномалии . Мантийные аномалии явно р азделяются на две составляющие , которые отобр ажают влияние различных факторов : 1. Региональная компонента в первом при ближении не коррелирована со структурами коры и отображает крупномасштабные особенности ст роения литосферы Евразии , предположительно связан ные с особенностями ее термического режима . Для северной и центральной част ей Евразии характерны интенсивные положительные ано малии , а для Западной Европы и Юго-Восточн ой части Азии - отрицательные . Региональная час ть мантийных гравитационных аномалий соответству ет распределению скоростей поперечных волн , п олученных методами сей с мической томог рафии . 2. Локальная составляющая поля мантийных аномалий с длинами волн менее 2000-2500 км име ет ясную привязку к конкретным тектоническим структурам . Максимальные положительные аномалии с амплитудами превышающими 100 мГал характерны для н екоторых структур в пределах Восточно-Европейской платформы (Балтийский щит , Воронежский массив ) и Восточной Сибири (Тунгус ская синеклиза ). К западу от линии Тессейр а-Торнквиста четко прослеживается цепь отрицатель ных мантийных аномалий : Венгерская впадин а - Рейнский Грабен - Центральный Французский массив . В центральной Азии наиболее ярко выраженная зона отрицательных мантийных аном алий расположена к юго-западу от Байкала , примерно в районе Хамар-Дабана . Можно предполо жить , что эти аномалии связаны с внед р ением аномальной легкой мантии . И нтенсивные отрицательные мантийные аномалии имею т место вдоль восточной границы Евразии , о ни связанны с окраинными морями . Для всей изученной территории построена новая карта изостатических аномалий силы тяжести . В о тличие от предыдущих работ , для ее построения использовались реальные данные о строении коры , включая вариации мощности и плотности осадочного чехла и консолидирован ной части коры . Отход от традиционной схем ы Эри позволил во многих случаях пересмот реть существую щ ие представления об изостатической уравновешенности структур коры . В частности , существенно редуцированы по срав нению с предыдущими картами изостатические ан омалии , расчитанные для Южного Каспия , Тянь-Шан я и Урала . 1. Введение Плотностные не однородности верхней ма нтии , связанные с аномалиями поля температур и химического состава , являются одной из главных движущих сил как вертикальных , та к и горизонтальных движений литосферных блоко в . Гравитационное поле содержит информацию об этих неоднород н остях . К сожалению , наблюденное гравитационное поле отображает также влияние практически всех неоднородностей Земли . Таким образом , для выделения мантийно й составляющей необходимо максимально очистить наблюденное гравитационное поле от посторонних влияний, в первую очередь определить и устранить эффект коры , который с одно й стороны является наиболее значительным , а с другой , - может быть достаточно надежно определен независимо от гравитационного поля по априорным (в основном сейсмическим ) данны м . Остаточны е аномалии силы тяжести , которые с точностью до надежности исходн ой модели коры можно назвать мантийными а номалиями , лучше всего подходят для геодинами ческих построений и определения характера и интенсивности процессов , приводящих к эволюц ии литосферы и Зе м ли в целом . Попытки расчета мантийных гравитационных аномалий производились уже на первых профилях ГСЗ , однако построение полноценных трехмерны х моделей оказалось возможным только после накопления достаточного количества исходных да нных о строении коры . П ервая гравитаци онная модель литосферы для значительной части территории Северной Евразии была построена в работах [ Artemjev et al., 1993 , 1994a , 1994b ], одна ко , на нас тоящий момент данные , использованные в этой работе , в значительной степени устарели . В частности , стали доступны сверх длинные п рофили ГСЗ общей протяженностью в несколько десятков тысяч километров , дающие новую у никальную информацию о строении к ор ы и верхней мантии для значительной части Сибири и Восточно-Европейской платформы [ Egorkin, 1998 ; Kostyuchenko et al., 1999 ]. Кроме того , в указ анных выше работах отсутствует серьезный анал из плотностных неоднородностей консолидированной коры . Существ ует ряд работ , в которых рассчитаны мантийные аномалии для ряда р егионов Северной Евразии . В работе [ Yegorova and Starostenko, 1999 ] анализируется плотностная модель литосферы для части Восточно-Европейс кой платформы и Западной Европы . Она также основана на устаревших данных о строении коры . В работе [ Kaban et al., 1998 ] построена плотностная модель коры и ве рхней мантии для южных районов территории бывшего СССР . Важно отметить , что непосредственное сравнение рез ультатов региональных исследований невозможно , та к как обычно в них используются разные технологии , например , различные референц модели , законы связи плотности и скорост и и многое другое . Поэтому построение ново й карты мантийных аномалий силы тяжести д ля всей территории Северной Евразии , основанн ой на новейших данных о строении коры , и по единой методике является насущной задачей . Тектонические процесс ы приводят также к существенным изменениям приповерхностных с труктур и характерной концентрации плотностных неоднородностей , видимой формой которых являютс я неоднородности рельефа . Гравитационные аномалии (в первую очередь локальные ) содержат инф ормацию о скрытых неоднородностях , нап ример , о неоднородностях осадочного чехла и фундамента , а также о конфигурации разломны х зон . Давно известно , что разломы земной коры проявляются , как правило , зонами пов ышенных значений горизонтальной составляющей гра диентов а н омалий силы тяжести . Во многих исследованиях подчеркивалось , что осо бенно отчетливая связь разрывных нарушений , к которым часто тяготеют очаговые зоны зем летрясений , обнаруживается с аномалиями силы тяжести в изостатической редукции [ Артемьев, 1975 ]. В то время любые изостатические аномалии силы тяжести рассма тривались как характеристика изостатического состояния земной коры . Последующие исследова ния показали , что аномалии силы тяжести в изостатической редукции не обязательно отобр ажают нарушения изостазии , о чем впервые в ысказано , по-видимому , в работе [ Грачев, 1972 ]. Изостатические модели того времени отличались большой простото й (обычно это были схемы Эри с априорн о выбранными параметрами : нормальной толщиной коры на уровне моря и перепадом плотности на разделе кора-мантия ) [ Арт емьев, 1975 ]. Эти модели не вкл ючали в себя плотностные неоднородности в теле коры и не учитывали разнообразие возможных способов компенсаци и в различны х районах Земли . В результате , получаемые изостатические аномалии в существенной степени (как сейчас ясно - в определяющей степени ) отображали не нарушения изостазии , а плотно стную неоднородность верхней части геологическог о разреза , преимущес т венно обусловлен ные различиями толщины и плотности осадочных отложений . Развитие исследований в области изостазии в последние два десятилетия привело к пересмотру и уточнению многих устоявшихся представлений . Прежде всего , существенно усложнили сь модели , используемые для вычисления и зостатических аномалий силы тяжести . В работе [ Artemyev and Golland, 1983 ] было впервые показано на примере Тянь-Шаня , что использование м одели изостатической компенсации , которая приближ ена к реальному строению коры , позволяет с ущественно редуцировать изостатические аномалии по сравнению с рассчитанными в соответс твии с идеализированной схемой Эри . Для мн огих районов сейчас имеются достаточно деталь ные данные о строении осадочного чехла и его физических характеристиках [ Авчан и Озерская, 1985 ; Бронгул еев, 1986 ; Ермаков и др., 1989 ; Неволин и Ковылин, 1993 ], что позволяет ввести в модель значительную часть плотностных неоднородностей верхней части геологического раз реза . Для многих территорий получена информа ция , позволяющая пересмотреть представления о глубинах до раздела Мохоровичича [ Белоусов , Павленкова, 1993 ; Hurtig et al., 1992 ], что существенно уточн яет модели компенсации . Как показал опыт , использование современных моделей может привести к существенному изменению представлений об изостазии различных регионов [ Кабан, 1988 ; Artemjev and Kaban, 1986 , 1991 ]. Именно это определяет необходимость нового расчета изостатических аномалий силы тяжести , которые можно считать второй принципиальной "геодинамической '' редукци ей гравитационного поля . 2. Принципы гравитационного моделирования Основные положения используемой в данной работе методики можно сформулировать следующ им образом . На первом этапе определяется и сходная плотностная модель коры и верхней манти и , параметры которой задаются по имеющимся априорным данным . В настоящем исс ледовании эта модель состоит из двух слое в : осадочного чехла и консолидированной части коры , параметры которых существенно различны . Более дробное деление невозможно для сто ль обш и рной территории , так как только поверхности фундамента и Мохо , являя сь опорными границами , устойчиво выделяются п рактически всеми сейсмическими методами . Осадочный слой обычно неоднороден как по глубине , так и по простиранию . Более того , вариации плотност и внутри осадо чного чехла часто создают гораздо более с ущественный гравитационный эффект , чем вариации глубины до фундамента . Это особенно ясно проявляется в тех случаях , когда мощность осадочного чехла превышает 7-8 км , так плотнос ть осадочных пород окол о его по дошвы близка к плотности вмещающих кристаллич еских пород . Основные осадочные бассейны дета льно изучены с использованием различных метод ов разведочной геофизики и для них имеютс я опорные данные бурения . Таким образом , и меется принципиальная возможно с ть пос троить генерализованную плотностную модель осадо чного чехла , не используя на этом этапе интерпретацию гравитационного поля . Данные бурения дают чрезвычайно сложную структуру осадков , включая множество локальн ых границ [ Авчан , Озерская, 1985 ]. Попытки объединить эт и границы в единую модель (хотя бы для одного осадочного бассейна ) обычно зака нчиваются неудачей . Единственно приемлемый для регионального исследования подход заключается в том , чтобы учесть общие закономерности и зменения плотности осадков с глубиной и с корректировать эти зависимости , принимая во внимание литологию конкретного бассейн а . Таким образом , каждому осадочному бассейну , или , если для этого имеются основания , его части ставится в соответствие определе нная зависимость плотности осадков от глубины . Возможные (и часто весьма значительные ) отклонения от общей зависимости и меют локальный характер и не являются объ ектом данного исследования . Такой подход успе шно применялся в ряде работ и доказал свою продуктивность [ Artemyev et al., 1994a ; Kaban and Mooney, 2001 ; Yegorova and Starostenko, 1999 ]. В данной работе и спользуется региональная модель осадочного чехла , построенная в работах [ Artemjev et al., 1993 , 1994а , 1994b ; Gordin and Kaban, 1995 ]. Влияние плотностных неоднородностей консолид ированной коры в принципе также можно оце нить , используя данные о средних скоростях сейсмических волн в ней . Однако надежность этой информации , если рассматривать всю т ерриторию 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 кон с олидированной коре существенно превосходят ошибку их определения [ Егоркин, 1991 ]. Важно отметить , что данная ошибка может быть систематической и зависеть от используемого метода интерпретац ии . Кроме того , пересчет скоростей в плотн ости также содержит существенный элемент неоп ределенности [ Красовский, 1989 ; Christensen and Mooney, 1995 ]. Учитывая все вышеизло женное , были использованы две модели коры . В п ервой модели плотность консолидирован ной 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 модел и учитываются плотностные неоднородности консоли дированной коры , полученные на основании скор остей сейсмических волн . Сопоставление этих р езультатов позволяет получить более обоснованные выводы . Гравитационное поле исходной модели коры вычисляется относительно горизонтально од нородной базовой модели . Если нижняя граница модели также горизонтальна , то результирующе е поле с точностью до постоянной составля ющей не будет зависеть от выбора базовой модели . Для того , чтоб ы исключит ь из рассмотрения также и нижнюю границу , до которой производятся расчеты , мы накл адываем на базовую модель единственное услови е : плотность мантии в ней должна равняться средней плотности мантии , которая принимаетс я в начальных построениях . В дан н ом случае используется двухслойная рефере нц модель , в которой верхняя часть коры имеет плотность 2,7 г /см 3 , а нижней - 2,9 г /см 3 , плотность мантии 3,35 г /см 3 . Глу бина до нижней границы составляет 34,3 км , чт о соответствует средней глубине до границы Мохо в пределах исследуемой области . Глубина до границы раздела плотности 2,7/2,9 г / см 3 составляет 14 км , при этом средняя плотность коры ра вна 2,82 г /см 3 , что согласуется с мировыми данными [ Mooney et al., 1998 ]. На втором этапе вводятся дополнительные плотностные неоднородности верхней мантии . В ажно отметить , ч то эти дополнительные аномалии плотности таковы , что сумма аномальн ых масс в каждой литосферной колонке , вклю чая как известные a-priori массы топографии , аномаль ные массы коры , включая осадочный чехол и консолидированную кору , и вариации границы Мохо , так и дополнительные , равна нулю . Поле , создаваемое дополнительными плотнос тными неоднородностями верхней мантии , вычитается из мантийных аномалий силы тяжести , в результате получаются изостатические аномалии силы тяжести . Эти аномалии можно рассматриват ь как вторую важнейшую характеристику геодинамического режима тектонической структуры . 3. Исходные данные и базовая плотностная модель коры Рис . 1 На рис. 1 показано исходное грав итационное 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 14 o з.д .-180 o в.д ., 30 o -75 o с.ш . мы представляем все трансформации гравитаци онных полей с разрешением 1 o 1 o . Исходное гр авитационное поле с таким разрешением взято из модели EGM96 [ Lemoine et al., 1998 ]. Для существенной част и Евразии , в частности д ля территории бывшего СССР , гравитационные данные более надежны и могут быть представлены на с етке 10 15 , что принципиально важно для изостатически х аномалий , так как при осреднении теряется существенная часть информации . Исходно е поле представляет собой аномалии в своб одном воздухе , в которые введена поправка за вариации рельефа в области с радиусом 200 км , так называемые аномалии Фая . Рис . 2 На рис. 2 показана карта глубин до поверхности фундамента . Основа этой ка рты подготовлена в работе [ Artem jev et al., 1994a ]. Существенные дополнения были вне сены на основании более де тальных работ для области , примыкающей к А льпийскому складчатому поясу , центральной и ю жной 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 э той карте мощность осадков наибол ьшая в районах Южного Каспия , Черного и Баре нцева 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 постр оена характерная зависимость плотности осадков от глубины , некоторые , наиболее типичные зависимос ти для крупнейших бассейнов приведены на рис. 3 . Рис . 3 Рис . 4 Суммарный гравитационный эффект осадочного чехла относительно горизонтально од нородной референц модели показан на рис. 4 . Основной эффект созда ется верхней наиболее легкой частью осадков , где он рассчитан относительно плотности 2,7 только для наи более глубоких впадин (Южно-Каспийской , Черноморской и Прикаспийской ), сущ ественная часть суммарного эффекта обусловлена более глубокими корнями . В этих впадинах аномальное гравитационное поле осадков достига ет - 145 мГал . В то же время , в районе Западно- С ибирского осадочного бассейна почти такой же эффект обусловлен верхней малоплотной частью осадочного чехла . Погрешност ь определения этого поля не превышает 15% дл я достаточно протяженных структур , размеры ко торых превышают первые сотни километров . Разу мее т ся , некоторое количество локальны х осадочных бассейнов осталось за рамками данной модели , однако их влияние легко выделяется из результирующих изостатических аном алий . Рис . 5 Другим важным параметром , расс читываемым с учетом аномальной плотности осад очного чехла , является так называемый приведе нный рел ьеф или приведенная топография . При расчете этого параметра вода и оса дки численно уплотняются до нормальной плотно сти верхней части коры 2,67 г /см 3 . Топография является одн им из основных параметров при многих пост роениях , например , при вычислении изостати ческих аномалий . Использование приведенной топогр афии является гораздо более оправданным для этих целей , так как она представляет однородную поверхностную нагрузку . Карта приведен ной топографии для всей территории Северной Евразии показана на рис. 5 . Рис . 6 Для всей анализируемой области пост роена карта рельефа поверхности Мохоровичича , основанная на обобщении раз нообразных ге офизических , в основном сейсмических , данных . Д ля территории России , за исключением ее Се веро-Восточной части , материал подготовлен в ц ентре ГЕОН ([ Костюченко и др., 2000 ], персональное сообщение ). Эта карта была дополнена существенно новым и данными для Западной Европы [ Hurtig et al., 1992 ], района Кавказа - Копет- Дага и сопредельных об ластей [ Kaban et al., 1998 ], Байкала и сопредельны х 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 получе на на основании анализа связи приповерхностно й вариаций нагрузки (приведенного рельефа ) и глубин до Мохо . Как известно , наличие св язи между топографией и глубинами до гран ицы Мохо послужило основанием для использ ования модели Эри на начальных этапах изучения изостазии [ Артемьев, 1975 ]. Однако уже в нача ле 80-х годов стало ясно , что параметры , характеризующие соотношение рельефа и Мохо , м огут быть разными для различных типов стр уктур , причем вариации этих параметров связан ы с плотностными свойствами литосферы [e.g. Art emyev 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 зависим ости приведенного рельефа (t) и глубин до гр аницы кора-мантия (M) для континентальной части Северной Ев разии . 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 , мож н о определить среднюю разницу плотности консолидированной коры и верхней мантии . Эт а разность должна составлять 0,45 г /см 3 , т.е . точно соо тветствует разности нижнего слоя консолидированн ой коры и подкорового слоя в референц модели . В то же время , существуе т больщой разброс точек , который свидетельствует о том , что для отдельных структур это соотношение нарушается . Рис . 8 На рис. 8 приводится карта распр еделения "нормальной '' мощности коры , т.е . мощнос ти , соответствующей нулевому значению приведенног о 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 значени я его соответствуют повышенной плотности лито сферы , которая подобно якорю удерживает кору от всплытия и наоборот . Как будет вид но в дальнейшем , распределение этого параметр а полно с тью соответствует распределен ию региональной составляющей остаточного мантийн ого поля . Рис . 9 Карта средних скоростей продольных волн в консолидированной коре для территории Северной Евразии показана на рис. 9 . На территории Росс ии она составлена , в основном , по данным центра ГЕОН , дополненными результатами , предста вленными в монографии [ Вольвовс кий , Воль вовский, 1975 ]. Для территории Западн ой Европы использ овались данные из ра боты [ Гизе , Павленкова, 1988 ]. Оста вшаяся часть Северной Евразии дополнена значениями , взяты ми из глобальной модели с разрешением 5 o 5 o [ Mooney et al., 1998 ]. Вариации средних скор остей в консолидированной коре достаточно велики от 6,3 до 7 км /сек , что может свидетельствовать о значительных вариациях пло тности . Проблема пересчета скоростей сейсмических волн в плотность не имеет однозначного решения [ Красовский, 1989 ; Christensen and Mooney, 1995 ], хотя для пород , сл агающих консолидированную кору , связь этих па раметров более устойчива , чем для осадочного чехла и верхней манти и . Мы исполь зуем зависимости скорости и плотности , получе нные в работе [ Christensen and Mooney, 1995 ] с учетом возможных различий состава пород , например , в океаниче ских и континентальных районах . Согласно этом у исследованию , возможная погрешность определения плотности по скорости продольных волн на региона льном уровне , т.е . для достаточ но крупных структур , составляет примерно 0,05 г /см 3 для от дельного слоя и 0,03 г /см 3 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 плот ность считается постоянной и равной 2,84 г /с м 3 . На следую щей карте показано поле , которое было расс читано с учетом вариаций плотности в консолидированной коре ( рис. 11 ). При этом "чистый '' э ффект вариаций плотности изменяется от - 125 до 160 мГал , причем его вариации не всегда ко ррелированы с вариациями плотности . Это объяс няется разным положением границ консолидированно й коры относительно границ референц модели . Сравн ительно небольшая плотность может создавать существенный положительный эффект в случае , когда основная часть коры перекры вает верхнюю часть референц модели с плот ностью 2,7. Этот случай характерен для океаничес ких районов . Альтернативой являются погруженн ы е участки консолидированной коры (как , например , в Прикаспийской низменности ), когда ее высокая плотность скомпенсирована за счет высокой плотности референц модели н а этих глубинах . 4. Остаточные (мантийные ) аномалии гравитацион ного поля Рис . 12 Остаточные аномалии гравитационно го поля, показанные на рис. 12 , были получены после устран ения из аномалий Буге аномальног о гравитационного поля , создаваемого осадочным чехлом , аномалий , вызванных вариациями глубин до границы М , а также региональных поле й , связанных с влиянием наиболее существенных масс вплоть до антиподов [ Artemjev et al., 1994a , 1994b ]. Таким образом , если не учитывать погрешности исходных данных , э ти аномалии отображают лате ральные неодно родности Рис . 13 нижней части консолидиров анной коры и верхней мантии . На рис. 13 показаны ан омалии , из которых дополнительно устранен гравитаци онный эффект плотностных неоднородностей консоли дированной коры , определенный в предыдущем ра зделе . Как видно из сопоставления рисунков 12 и 13 , введение коровой корр екции позволяет существенно уменьшить амплитуду региональной части остаточных аномалий , хотя основные особенности пространственного распреде ления максимумов и минимумов аномалий остаются теми же . Ри с . 14 Рис . 15 Амплитуды мантийных аномалий для территории Северной Евразии достигают 300 мГал , что существенно превосходит погрешность их определения , которая в наи худшем случае для малоизученных территорий мо жет достигать 100 мГал , а в остальных с лучаях составляет примерно 25-50 мГал в з ависимости от мощности коры . Наиболее заметно й особенностью полученного поля является явно е разделение его на региональную и локаль ную составляющие , показанные на рис. 14 и 15 . Региональная часть в первом приближении не зависит от особенн остей строения коры : громадные области , характ еризуемые аномалиями преимуществ енно одного знака , включают достаточно разнородные струк туры . Для северной и центральной частей Ев разии характерны интенсивные положительные анома лии со средней амплитудой 100-150 мГал . С запад а эта область ограничена по линии Тессейр а-Торнквиста , предста в ляющей "геофизическую '' границу между Западной и Восточной Евро пой . Эта линия может быть продолжена на юго-восток , где она разделяет Большой и Малый Кавказ , характеризуемый интенсивными отрица тельными аномалиями , хотя природа аномального поля может быть з д есь совершенно иной . С востока область положительных ано малий ограничена по линии , простирающейся с юго-запада , где она разделяет Афгано-Таджикскую депрессию , подстилаемую чрезвычайно плотной мантией , и Памир . Далее линия раздела прот ягивается на северо-в о сток , огибая Саяны и Байкальскую рифтовую зону по севе ро-западной границе , достигая границы Евразии примерно в районе Тикси . Пока остается нея сным , к какому из мегаблоков следует отнес ти район Алданского щита . Можно предположить , что основной вклад в реги о на льные вариации плотности верхней мантии вноси т поле температур , что подтверждается результ атами интерпретации поверхностных волн [ Ekstr o m and Dzievonski, 1998 ; Ritzwoller and Levshin, 1998 ]. Зона повышенных скоро стей поперечных волн в верхней мантии , выд еленная в данных работах , точно соответствует описанной выше области преимущественно полож ительных ост аточных аномалий , а глубина ее распространения достигает 250 км . Данные о тепловом потоке также подтверждают этот вывод : разница между тепловыми режимами Запад ной и Восточной Европы установлена достаточно надежно [ Cermak, 1982 ; Hurtig et al., 1992 ]. В отличие от регионального поля , "локальное '' поле остаточных аномалий с дл инами волн менее 2000-2 500 км имеет ясную привязку к конкретным тектоническим структурам ( рис. 15 ). В пределах платформен ных областей локальные вариации мантийных ано малий существенно меньше , чем в тектонически активных районах . При этом , к востоку от линии Тессейра-Торнквиста наиболее выражены положительные аномалии . Например , щиты Вос точно-Европейской платформы характеризуются интенсивн ыми положительными остаточными мантийными аномал иями с амплитудой до +100 мГал . Такая же аномалия приурочена к восточной части Урала (Магнитогорской зоне ). Значения мантийных аном алий над Тунг у сской синеклизой до стигают +100 мГал . Этот вывод находится в хор ошем соответствие со скоростями продольных во лн в верхней мантии , которые здесь повышен ы [ Глубинное строение..., 1991 ; Egorkin, 1998 ]. В то же время , к западу от линии Тессейра-Торнквиста четко прослеживается цепь отрицательных мантийных ан омалий : Венгерская впадина - Рейнский Грабен - Ц ентральный Французский массив . На первый взгляд не подтверждается не однократно высказывавшееся ранее предположение о том , что под Черным морем и Южным Каспием имеется существенное разуплотнение вер хней мантии [ Гравитационная мод ель..., 1979 ]. Оказывается , что глубо чайшие прогибы фундамента и подъем границы Мохоровичич а в пределах этих структур вполне компенсируют друг друга , давая бли зкие к нулю мантийные аномалии над Черным морем и заметный максимум над Каспийским . К ожидаемым результатам относятся интенси вные отрицательные мантийные аномалии вдоль в осточной границы Евразии , связанные с ок раинными морями . Максимальные амплитуды этих аномалий тяготеют к глубоководным впадинам . Т епловая природа этого разуплотнения не вызыва ет 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 простр анственном 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 Байк ала , к "горячим '' точкам [ Grachev, 1998 ]. Другая зона интенсивн ых отрицательных мантийных аномалий располагаетс я в районе гор Каракорума и в особ енности 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 тя жести Изостатические аномалии силы тяжести представляют разность между наблюденным гравит ационным полем и полем , создаваемым изостатич ески скомпенсированной литосферой . В данном с лучае мы используем строгое определение изост азии , в соответствие с которым сумма анома льных мас с в каждой литосферной колонке выше некоторого уровня , называемого у ровнем изостатической компенсации , равна нулю . В дополнение к топографическому рельефу , аном альным массам осадочного чехла и вариациям границы Мохо вводятся плотностные неоднороднос ти конс о лидированной коры и верхн ей мантии , которые в сумме дают изостатиче ски уравновешенную литосферную колонку . Рис . 16 Рис . 17 Изостат ические аномалии гравитацион ного 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 горизонтал ьными размерами 1000 км и более изостатич ески скомпенсированы , причем на таких длинах волн способ компенсации уже не игр ает роли , в любом случае изостатические ан омалии должны быть близки к нулю . Таким образом , длинноволновая составляющая поля изост атических аномалий ( рис. 17 ) обусловлена глубинным и плотностными неоднородностями и динамиче скими эффектами конвективных течений в мантии . В исходном гравитационном поле эти эффекты практически полностью маскированы по лем , создаваемым неоднородностями литосферы . Поле изостатически скомпенсированных литосферных нео днородностей имеет широкий спект р , а поэтому не может быть полностью редуциро вано с помощью низкочастотной фильтрации [ Artemjev et al., 1994a , 1994b ]. Таким образом , получен ные в настоящей работе длинноволновые аномали и гораздо лучше подходят для изучения глу бинных мантийных неоднородностей и мантийной конвекции , чем длинноволновая составляющая аномал ий в свободном воздухе . Локал ьные изостатические анома лии ( рис. 16 ) отображают в лияни е , в основном , трех факторов : 1. Нарушениями изостазии , так как при вычислении изостатических аномалий не принималас ь во внимание возможность упругой поддержки приповерхностной нагрузки . 2. Неучтенными плотностными неоднородностями осадочного чехла и фундамента . 3. Отклонениями реальной схемы изостатическо й компенсации от использованной при моделиров ании . Влияние второго и третьего факторов б ыло существенно редуцировано в настоящих расч етах , по крайней мере для крупных структур , за счет учета плотн остных неоднородн остей осадочного чехла и подбора эффективной модели компенсации . Таким образом , полученные в данной работе изостатические аномалии в гораздо большей степени отображают особенно сти геодинамических режимов , чем во многих предыдущих исследов а ниях . Интенсивность (изменчивость ) поля из остатических аномалий прямо связана со степен ью тектонической активности (современной и пр ошлой ) конкретного региона . Стандартное отклонение поля , показанного на рис. 16 , составляет 10-16 мГал в платформенных областях , 18-20 мГал - в районах , г де проц есс горообразования давно завершил ся (напр . Урал ), 36-57 мГал - в областях с выс оким уровнем современной тектонической активност и (Альпийско-Средиземноморский складчатый пояс , Пам иро-Алтай , Тянь-Шань , Байкал ) и достигает 70 мГал в районе островных дуг и г л убоководных желобов . Необходимо отметить , что учет реального строения коры позволил существенно (до 2 раз ) редуцировать амплитуды изостатических аномалий по сравнению с тем и , что были рассчитаны по простейшей схеме Эри и с использованием только топографич е ских данных [ Артемь ев, 1975 ]. Более подробно поле изос татических аномалий будет проанализиро вано в последующих частях работы . Рис . 19 На основании полученных изост атических аномалий расчитаны максимальные значен ия модулей их горизонтальных градиентов ( рис. 19 ). Поле градиентов предс тавляет собой достаточно сложную картину . В нем отчетливо видна суперпозиция градиентных зон различн ой 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 п о отношению к двум соседним хот я бы в двух из четырех возможных напр авлений . Выделенные значения почти повсеместно объединяются в протяженные зоны , которые и должны соответствовать границам блоков . Градиентные зоны изостатических аномалий оконтуривают преи мущественно субвертикальные контакты пород различной аномальной плотности в теле коры . Естественно , что большинство глубинных разломов должно создавать такие контакты . Плановое положение зон в общем п одтверждает такое предположение . Практически очев идно т а кже , 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 осад к ами и разделяют об ычно сильно денудированную поверхность фундамент а , т.е . плотностные контрасты блоков коры м огут быть не столь велики . Соответственно и градиентные зоны будут не столь интенси вны . Тектонические движения там также существ енно спокойнее . Та к им образом , мож но предположить , что в активных областях в ыявляются разломные зоны более высокой интенс ивности , а в стабильных выявляются или дре вние и мертвые , или малоактивные зоны разл омов . Этот вывод подтверждается даже на пр имере Урала : несмотря на бы т ующее представлении о чрезвычайно высокоградиентном поле , связанном с контрастными плотностными неоднородностями в Магнитогорской зоне , реальны е градиенты изостатических аномалий существенно меньше , чем в тектонически активных зонах . Мы приходим к заключе нию , что выявленные нами градиентные зоны , являясь объ ективной реальностью , отображают крупные зоны тектонических нарушений . Ширина этих зон соот ветствует скорее всего достаточно протяженным зонам деформации коры , т.е . не отдельным , как правило , разломам, а зонам их концентрации - разломным зонам . 6. Заключение Построена плотностная модель коры Северно й Евразии и рассчитано ее гравитационное влияние . После удаления этого поля из набл юденного гравитационного поля , получены остаточны е мантийные аномалии . Мантийные аномалии явно разделяются на две составляющие , котор ые отображают влияние различных факторов : 1. Региональная компонента в первом приб лижении не коррелирована со структурами коры и отображает крупномасштабные особенности ст роения литос феры Евразии , предположительно связанные с особенностями ее термического режима . В частности , для северной и центра льной частей Евразии характерны интенсивные п оложительные аномалии , в то время , как для Западной Европы и Юго-Восточной части Ази и - отрицат е льные . Региональная часть мантийных гравитационных аномалий точно соотве тствует распределению скоростей поперечных волн , полученных методами сейсмической томографии [ Ekstr o m and Dzievonski, 1998 ; Ritzwoller and Levshin, 1998 ]. 2. В отличие от региональной компоненты , локальная составляющая поля мантийных анома лий с длинами волн менее 2000-2500 км имеет яс ную привязку к конкретным тектоническим структурам . Наиболее выраженные положительные аномалии с амплитудами превышающими 100 мГал характерны для некоторых структур в пределах Восточно-Европейской платформы (Балтийский щит , Воронежский массив ) и Восточной Сиб ири (Тунгусская синеклиза ). К западу от лин ии Тессейра-Торнквиста четко прослеживается цепь отрицательных мантийных аномалий : Венгерская впадина - Рейнский Грабен - Центральный Французский массив . В центральной Азии наиболее ярко выраженная зона отрица т ельных ма нтийных аномалий расположена к юго-западу от Байкала , примерно в районе Хамар-Дабана . М ожно предположить , что эти аномалии связаны с внедрением аномальной легкой мантии . Инте нсивные отрицательные мантийные аномалии имеют место вдоль восточной гра н ицы Евразии , они связанны с окраинными морями . Для всей изученной территории построена новая карта изостатических аномалий силы тяжести . В отличие от предыдущих работ , для ее построения использовались реальные дан ные о строении коры , включая вариации мощн ости и плотности осадочного чехла и консолидированной части коры . Отход от трад иционной схемы Эри позволил во многих слу чаях пересмотреть существующие представления об изостатической уравновешенности структур коры . В частности , существенно редуцированы по сравнению с предыдущими картами [ Артемьев, 1975 ] изост атические ан омалии , расчитанные для Южного Каспия , Тянь-Шан я и Урала . На следующем этапе работы п редполагается провести совместный анализ мантийн ых и изостатических аномалий силы тяжести , который позволит дать характеристику геодинами ческого режима основн ы х тектонических структур Северной Евразии . В заключение автор считает своим долг ом выразить благодарность А. Ф. Грачеву за плод отворные дискуссии и помошь , благодаря которо й стала возможной данная работа . Литература Авчан Г . М ., Озерская М . Л ., Петрофизическая характеристика осадочного чехла нефтегазоносных провинций ССС Р, 192 с ., Недра , Москва , 1985. Артемьев М . Е ., Изостазия территории СССР, 215 с ., Наука , Москва , 1975. Белоусов В . В ., Павленкова Н . И ., Строение земной коры Европы по сей смическим данным , В кн .: Лито сфера центральной и восточной Европы, под ред . Чекунова , Наук . Думка , Киев , 1993. Бронгулеев В . В . (редактор ), Карта поверхности дорифейского фунд амента Восточно-Европейской платформы, Масшт . 1:5.000.000, Мингео СССР , 1986. Вольвовский И . С ., Вольвовский Б . С ., Разрезы земной коры те рритории СССР по данным глубинного сейсмическ ого зондирования, 267 с ., Советское Радио , Москва , 1975. Гизе П ., Павленкова Н . И ., Струк турн ые карты земной коры Европы , Физика Земли, (10), 3-14, 1988. Глубинное строение терр итории СССР, 224 с ., Наука , Москва , 1991. Грачев А . Ф ., Выражение новейших структурных форм в гравитационном поле , В кн .: Геоморфология и геофизика , под р ед . Грачева и Кулакова , с. 5-32, Наука , Л ., 1972. Гравитационная модель к оры и верхней мантии Земли, под ред . Чекунова , 248 с ., Наук . Думка , Киев , 1979. Егоркин А . В ., Строение коры п о данным сейсмических геотраверзов , В кн .: Глубинное строение территор ии СССР, с. 118-134, Наука , Москва , 1991. Ермаков В . Б ., Краснопевцева Г . В ., Семов В. Н ., Щукин Ю. К ., Атлас карт глубинного строения земной коры и верхней мантии территории СССР, 84 с ., ВНИИГеофизика , Москва , 1989. Кабан М . К ., Изу чение изостазии литосферы, 125 с ., Наука , Москва , 1988. Костюченко С . Л ., Солодилов Л . Н ., Егоркин А. В ., Особенности структуры и физиче ских полей земной коры и верхней мантии , В кн .: Новейшая тектоника , геодинамика и сейсмичност ь Северной Евра зии, под . ред . А . Ф . Грачева , с. 291-308, Москва , 2000. Красовский С . С ., Гравитационное моделирование земной коры и изостазия, 262 с ., Наук . Думка , Киев , 1989. Неволин Н . В ., Ковылин (редакторы ), Геологическое и геофиз ическое моделирование нефтегазоносных провин ций, 204 с ., Недра , Москва , 1993.
1Архитектура и строительство
2Астрономия, авиация, космонавтика
 
3Безопасность жизнедеятельности
4Биология
 
5Военная кафедра, гражданская оборона
 
6География, экономическая география
7Геология и геодезия
8Государственное регулирование и налоги
 
9Естествознание
 
10Журналистика
 
11Законодательство и право
12Адвокатура
13Административное право
14Арбитражное процессуальное право
15Банковское право
16Государство и право
17Гражданское право и процесс
18Жилищное право
19Законодательство зарубежных стран
20Земельное право
21Конституционное право
22Конституционное право зарубежных стран
23Международное право
24Муниципальное право
25Налоговое право
26Римское право
27Семейное право
28Таможенное право
29Трудовое право
30Уголовное право и процесс
31Финансовое право
32Хозяйственное право
33Экологическое право
34Юриспруденция
 
35Иностранные языки
36Информатика, информационные технологии
37Базы данных
38Компьютерные сети
39Программирование
40Искусство и культура
41Краеведение
42Культурология
43Музыка
44История
45Биографии
46Историческая личность
47Литература
 
48Маркетинг и реклама
49Математика
50Медицина и здоровье
51Менеджмент
52Антикризисное управление
53Делопроизводство и документооборот
54Логистика
 
55Педагогика
56Политология
57Правоохранительные органы
58Криминалистика и криминология
59Прочее
60Психология
61Юридическая психология
 
62Радиоэлектроника
63Религия
 
64Сельское хозяйство и землепользование
65Социология
66Страхование
 
67Технологии
68Материаловедение
69Машиностроение
70Металлургия
71Транспорт
72Туризм
 
73Физика
74Физкультура и спорт
75Философия
 
76Химия
 
77Экология, охрана природы
78Экономика и финансы
79Анализ хозяйственной деятельности
80Банковское дело и кредитование
81Биржевое дело
82Бухгалтерский учет и аудит
83История экономических учений
84Международные отношения
85Предпринимательство, бизнес, микроэкономика
86Финансы
87Ценные бумаги и фондовый рынок
88Экономика предприятия
89Экономико-математическое моделирование
90Экономическая теория

 Анекдоты - это почти как рефераты, только короткие и смешные Следующий
Одесса. Покупательница и продавец:
— Вы вчера мне подсунули просроченные прокладки!
— Шо вы мне тут морочите! Посмотрите дату выпуска!
— А вы их к уху приложите.
— Ну и шо?!
— Вот именно! Гробовая же тишина! Не дышат!
Anekdot.ru

Узнайте стоимость курсовой, диплома, реферата на заказ.

Обратите внимание, реферат по геологии и геодезии "Гравитационная модель коры и верхней мантии Северной Евразии", также как и все другие рефераты, курсовые, дипломные и другие работы вы можете скачать бесплатно.

Смотрите также:


Банк рефератов - РефератБанк.ру
© РефератБанк, 2002 - 2016
Рейтинг@Mail.ru