Гравітаційна модель кори і верхньої мантії Північної Євразії
1. Мантійні і ізостатичного аномалії сили тяжіння.

Зміст Анотація

1. Введення

2. Принципи гравітаційного моделювання

3. Вихідні дані і базова плотностная модель кори

4. Залишкові (мантійні) аномалії гравітаційного поля

5. Ізостатичного аномалії сили тяжіння

6. Висновок

Література

Анотація

Побудована цифрова плотностная модель кори Північної Євразії і розраховано її гравітаційний вплив. Ця модель включає варіації потужності і щільності осадового чохла і консолідованої кори, отримані на підставі узагальнення сейсмічних і геологічних даних і оцифровані на сітці 1o 1o в межах області 30oс.ш.-75oс.ш., 14oз.д.-195oв.д. Після видалення аномального поля моделі з спостереженого гравітаційного поля, розраховані залишкові мантійні аномалії. Мантійні аномалії явно розділяються на дві складові, які відображають вплив різних факторів:

1.Регіональная компонента в першому наближенні не корелювати зі структурами кори і відображає великомасштабні особливості будови літосфери Євразії, імовірно пов'язані з особливостями її термічного режиму. Для північної і центральної частин Євразії характерні інтенсивні позитивні аномалії, а для Західної Європи і Південно-Східної частини Азії - негативні. Регіональна частина мантійних гравітаційних аномалій відповідає розподілу швидкостей поперечних хвиль, отриманих методами сейсмічної томографії.

2.Локальная складова поля мантійних аномалій з довжиною хвиль менше 2000-2500км має чітку прив'язку до конкретних тектонічних структур. Максимальні позитивні аномалії з амплітудами перевищують 100мГал характерні для деяких структур в межах Східно-Європейської платформи (Балтійський щит, Воронезький масив) і Східного Сибіру (Тунгуська синекліза). На захід від лінії Тессейр-Торнквіста чітко простежується ланцюг негативних мантійних аномалій: Угорська западина - Рейнський Грабен - Центральний Французький масив. У центральній Азії найбільш яскраво виражена зона негативних мантійних аномалій розташована на південний захід від Байкалу, приблизно в районі Хамар-Дабан. Можна припустити, що ці аномалії пов'язані з впровадженням аномальної легкої мантії. Інтенсивні негативні мантійні аномалії мають місце уздовж східного кордону Євразії, вони пов'язані з окраїнними морями. Для всієї вивченої території побудована нова карта ізостатичного аномалій сили тяжкості. На відміну від попередніх робіт, для її побудови використовувалися реальні дані про будову кори, включаючи варіації потужності і щільності осадового чохла і консолідованої частини кори. Відхід від традиційної схеми Ері дозволив в багатьох випадках переглянути існуючі уявлення про ізостатичного врівноваженості структур кори. Зокрема, істотно зредуковані в порівнянні з попередніми картами ізостатичного аномалії, розраховані для Південного Каспію, Тянь-Шаню і Уралу.

1. Введення

Плотностние неоднорідності верхньої мантії, пов'язані з аномаліями поля температур та хімічного складу, є однією з головних рушійних сил як вертикальних, так і горизонтальних рухів літосфери блоків. Гравітаційне поле містить інформацію про ці неоднорідностях. На жаль, спостереження гравітаційне поле відображає також вплив практично всіх неоднорідностей Землі. Таким чином, для виділення мантійних складової необхідно максимально очистити спостережені гравітаційне поле від сторонніх впливів, в першу чергу визначити та усунути ефект кори, який з одного боку є найбільш значним, а з іншого, - може бути досить надійно визначено незалежно від гравітаційного поля по апріорним (в основному сейсмічних) даними. Залишкові аномалії сили тяжіння, які з точністю до надійності вихідної моделі кори можна назвати мантійних аномаліями, найкраще підходять для геодинамічних побудов і визначення характеру й інтенсивності процесів, що призводять до еволюції літосфери і Землі в цілому.

Спроби розрахунку мантійних гравітаційних аномалій проводилися вже на першому профілях ГСЗ, однак побудова повноцінних тривимірних моделей виявилося можливим тільки після накопичення достатньої кількості вихідних даних про будову кори. Перша гравітаційна модель літосфери для значної частини території Північної Євразії була побудована в роботах [Artemjev et al., 1993, 1994a, 1994b], проте, на даний момент дані, використані в цій роботі, в значною мірою застаріли. Зокрема, стали доступні понад довгі профілі ДСЗ загальною довжиною в кілька десятків тисяч кілометрів, що дають нову унікальну інформацію про будову кори і верхньої мантії для значної частини Сибіру і Східно-Європейської платформи [Egorkin, 1998; Kostyuchenko et al., 1999]. Крім того, в зазначених вище роботах відсутній серйозний аналіз плотностних неоднорідностей консолідованої кори. Існує ряд робіт, в яких розраховані мантійні аномалії для ряду регіонів Північної Євразії. В роботі [Yegorova and Starostenko, 1999] аналізується плотностная модель літосфери для частини Східно-Європейської платформи і Західної Європи. Вона також заснована на застарілих даних про будову кори. В роботі [Kaban et al., 1998] побудована плотностная модель кори і верхньої мантії для південних районів території колишнього СРСР. Важливо зазначити, що безпосереднє порівняння результатів регіональних досліджень неможливо, тому що звичайно в них використовуються різні технології, наприклад, різні референц моделі, закони зв'язку щільності і швидкості і багато чого іншого. Тому побудова нової картки мантійних аномалій сили тяжіння для всієї території Північної Євразії, заснованої на новітніх даних про будову кори, і за єдиною методикою є нагальним завданням.

Тектонічні процеси приводять також до суттєвих змін приповерхневих структур і характерною концентрації плотностних неоднорідностей, видимої формою яких є неоднорідності рельєфу. Гравітаційні аномалії (у першу чергу локальні) містять інформацію про приховані неоднорідностях, наприклад, про неоднорідностях осадового чохла та фундаменту, а також про конфігурацію розломних зон. Давно відомо, що розломи земної кори виявляються, як правило, зонами підвищених значень горизонтальної складової градієнтів аномалій сили тяжіння. У багатьох дослідженнях підкреслювалося, що особливо виразна зв'язок розривних порушень, до яких часто тяжіють вогнищеві зони землетрусів, виявляється з аномаліями сили тяжіння в ізостатичного редукції [Артем'єв, 1975]. У той час будь-які ізостатичного аномалії сили тяжіння розглядалися як характеристика ізостатичного стану земної кори. Подальші дослідження показали, що аномалії сили тяжіння в ізостатичного редукції не обов'язково відображають порушення ізостазії, про що вперше висловлено, мабуть, у роботі [Грачов, 1972]. Ізостатичного моделі того часу відрізнялися великою простотою (звичайно це були схеми Ері з апріорно обраними параметрами: нормальною товщиною кори на рівні моря і перепадом щільності на розділі кора-мантія) [Артем'єв, 1975]. Ці моделі не включали в себе плотностние неоднорідності в тілі кори і не враховували різноманітність можливих способів компенсації в різних районах Землі. В результаті, одержувані ізостатичного аномалії в істотному ступені (як зараз ясно - визначальною мірою) відображали не порушення ізостазії, а плотностную неоднорідність верхній частині геологічного розрізу, переважно обумовлені відмінностями товщини і щільності осадових відкладень.

Розвиток досліджень в області ізостазії в останні два десятиліття призвело до перегляду та уточнення багатьох усталених уявлень. Перш за все, істотно ускладнилися моделі, що використовуються для обчислення ізостатичного аномалій сили тяжіння. В роботі [Artemyev and Golland, 1983] було вперше показано на прикладі Тянь-Шаню, що використання моделі ізостатичного компенсації, яка наближена до реального будові кори, дозволяє істотно редукувати ізостатичного аномалії в порівнянні з розрахованими відповідно до ідеалізованої схемою Ері. Для багатьох районів зараз є досить детальні дані про будову осадового чохла і його фізичні характеристики [Авчан і Озерська, 1985; Бронгулеев, 1986; Єрмаков та ін, 1989; Неволін і Ковилін, 1993], що дозволяє ввести в модель значну частину плотностних неоднорідностей верхньої частини геологічного розрізу. Для багатьох територій отримано інформацію, яка дає змогу переглянути уявлення про глибини до розділу Мохоровичича [Бєлоусов, Павленкова, 1993; Hurtig et al., 1992], що істотно уточнює моделі компенсації. Як показав досвід, використання сучасних моделей може призвести до істотної зміни уявлень про ізостазії різних регіонів [Кабан, 1988; Artemjev and Kaban, 1986, 1991]. Саме це визначає необхідність нового розрахунку ізостатичного аномалій сили тяжкості, які можна вважати другим принциповою "геодинамічної''редукцією гравітаційного поля.

2. Принципи гравітаційного моделювання

Основні положення яка використовується в даній роботі методики можна сформулювати наступним чином. На першому етапі визначається вихідна плотностная модель кори і верхньої мантії, параметри якої задаються за наявними апріорним даними. У цьому дослідженні ця модель складається з двох шарів: осадового чохла і консолідованої частини кори, параметри яких істотно різні. Більше докладний поділ неможливо для настільки великої території, так як тільки поверхні фундаменту і Мохо, будучи опорними кордонами, стійко виділяються практично всіма сейсмічними методами.

осадовий шар зазвичай неоднорідний як по глибині, так і по простиранню. Більш того, варіації щільності усередині осадового чохла часто створюють набагато більш істотний гравітаційний ефект, ніж варіації глибини до фундаменту. Це особливо ясно проявляється в тому разі, коли потужність осадового чохла перевищує 7-8км, так щільність осадових порід біля його підошви близька до щільності вміщають кристалічних порід. Основні осадові басейни детально вивчені з використанням різних методів розвідувальної геофізики і для них є опорні дані буріння. Таким чином, є принципова можливість побудувати генералізовану плотностную модель осадового чохла, не використовуючи на цьому етапі інтерпретацію гравітаційного поля.

Дані буріння дають надзвичайно складну структуру опадів, включаючи безліч локальних кордонів [Авчан, Озерська, 1985]. Спроби об'єднати ці межі в єдину модель (хоча б для одного осадового басейну) зазвичай закінчуються невдачею. Єдино прийнятний для регіонального дослідження підхід полягає в тому, щоб врахувати загальні закономірності зміни щільності опадів з глибиною і скорегувати ці залежності, беручи до уваги літології конкретного басейну. Таким чином, кожному осадовому басейну, або, якщо для цього є підстави, його частини ставиться у відповідність певна залежність щільності опадів від глибини. Можливі (і часто дуже значні) відхилення від загальної залежності мають локальний характер і не є об'єктом даного дослідження. Такий підхід успішно застосовувався в ряді робіт і довів свою продуктивність [Artemyev et al., 1994a; Kaban and Mooney, 2001; Yegorova and Starostenko, 1999]. У даній роботі використовується регіональна модель осадового чохла, побудована в роботах [Artemjev et al., 1993, 1994а, 1994b; Gordin and Kaban, 1995].

Вплив плотностних неоднорідностей консолідованої кори в принципі також можна оцінити, використовуючи дані про середніх швидкостях сейсмічних хвиль в ній. Однак надійність цієї інформації, якщо розглядати всю територію Північної Євразії, менше, ніж надійність інших груп інформації, включаючи положення кордону Мохо. Тільки на довгих профілях ГСЗ, виконаних у центрі Гіхону з використанням різного типу хвиль, дуже незначні варіації середньої швидкості у консолідованій корі істотно перевершують помилку їх визначення [Єгоркіна, 1991]. Важливо відзначити, що ця помилка може бути систематичною і залежати від використовуваного методу інтерпретації. Крім того, перерахунок швидкостей в щільності також містить істотний елемент невизначеності [Красовський, 1989; Christensen and Mooney, 1995]. З огляду на все вищевикладене, були використані дві моделі кори. У першій моделі щільність консолідованої кори вважається постійною. Відповідно, залишкові аномалії, одержувані після усунення ефекту кори з спостереженого гравітаційного поля, відображають вплив як плотностних неоднорідностей верхній мантії, так і консолідованої кори. У другій моделі враховуються плотностние неоднорідності консолідованої кори, отримані на підставі швидкостей сейсмічних хвиль. Зіставлення цих результатів дозволяє отримати більш обгрунтовані висновки.

Гравітаційне поле вихідної моделі кори обчислюється щодо горизонтально однорідної базової моделі. Якщо нижня межа моделі також горизонтальна, то результуючий поле з точністю до постійної складової не буде залежати від вибору базової моделі. Для того, щоб виключити з розгляду також і нижню межу, до якої здійснюються розрахунки, ми накладаємо на базову модель єдине умова: щільність мантії в ній повинна дорівнювати середній щільності мантії, яка приймається в початкових побудовах. У даному випадку використовується двошарова референц модель, в якій верхня частина кори має щільність 2,7 г/см3, а нижній - 2,9 г/см3, щільність мантії 3,35 г/см3. Глибина до нижньої межі складає 34,3 км, що відповідає середній глибині до кордону Мохо в межах досліджуваної області. Глибина до кордону розділу щільності 2,7/2,9 г/см3 становить 14км, при цьому середня щільність кори дорівнює 2,82 г/см3, що узгоджується зі світовими даними [Mooney et al., 1998].

На другому етапі вводяться додаткові плотностние неоднорідності верхньої мантії. Важливо відзначити, що ці додаткові аномалії щільності такі, що сума аномальних мас в кожній літосферних колонці, включаючи як відомі a-priori маси топографії, аномальні маси кори, включаючи осадовий чохол і консолідовану кору, і варіації кордону Мохо, так і додаткові, дорівнює нулю. Поле, що створюється додатковими плотностнимі неоднорідностями верхній мантії, віднімається з мантійних аномалій сили тяжіння, в результаті виходять ізостатичного аномалії сили тяжіння. Ці аномалії можна розглядати як другий найважливішу характеристику геодинамічного режиму тектонічної структури.

3. Вихідні дані і базова плотностная модель кори                      Рис. 1     

На рис.1 показано оригінал гравітаційне поле (аномалії у вільному повітрі) для досліджуваної території. Окремі частини її вивчені з істотно різної детальністю, тому й отримані в даному дослідженні результати також різнорідні. Для області, обмеженої рамками 14oз.д.-180oв.д., 30o-75oс.ш. ми представляємо всі трансформації гравітаційних полів з роздільною здатністю 1o 1o. Початкове гравітаційне поле з такою роздільною здатністю взято з моделі EGM96 [Lemoine et al., 1998]. Для значної частини Євразії, зокрема на території колишнього СРСР, гравітаційні дані більш надійні і можуть бути представлені на сітці 10 15 , що принципово важливо для ізостатичного аномалій, тому що при осредненіі втрачається істотна частина інформації. Початкове поле є аномалії у вільному повітрі, в які введено поправка за варіації рельєфу в області з радіусом 200 км, так звані аномалії Фая.                      Рис. 2     

На рис.2 показана карта глибин до поверхні фундаменту. Основа цієї карти підготовлена в роботі [Artemjev et al., 1994a]. Істотні доповнення були внесені на підставі більш детальних робіт для області, що примикає до альпійської складчастості поясу, центральній та південній частині Східно-Європейської платформи [Gordin and Kaban, 1995; Kaban et al., 1998]; Західно-Сибірської плити [Artemjev et al., 1994b]. Для території Китаю нові дані були надані китайськими колегами в рамках спільного проекту [Feng Rui et al., 1996]. Згідно цій карті потужність опадів найбільша в районах Південного Каспію, Чорного і Баренцового морів, де вона досягає 22-24км. Крім того, для кожного осадового басейну в роботах [Artemjev et al., 1993, 1994а, 1994b; Gordin and Kaban, 1995] була побудована характерна залежність щільності опадів від глибини, деякі, найбільш типові залежності для найбільших басейнів наведено на рис.3.                      Рис. 3     

                     Рис. 4     

Сумарний гравітаційний ефект осадового чохла щодо горизонтально однорідної референц моделі показаний на рис.4. Основний ефект створюється верхній найбільш легкої частиною опадів, де він розрахований щодо щільності 2,7 тільки для найбільш глибоких западин (Південно-Каспійської, Чорноморської і Прикаспійської), істотна частина сумарного ефекту обумовлена більш глибоким корінням. У цих западинах аномальне гравітаційне поле опадів досягає - 145мГал. У той же час, в районі Західно-Сибірського осадового басейну майже такий же ефект обумовлений верхній малоплотной частиною осадового чохла. Похибка визначення цього поля не перевищує 15% для досить протяжних структур, розміри яких перевищують перші сотні кілометрів. Зрозуміло, деяка кількість локальних осадових басейнів залишилося за рамками даної моделі, однак їх вплив легко виділяється з результуючих ізостатичного аномалій.                      Рис. 5     

Іншим важливим параметром, що розраховується з урахуванням аномальної густини осадового чохла, є так званий наведений рельєф або наведена топографія. При розрахунку цього параметра вода і опади чисельно ущільнюються до нормальної щільності верхньої частини кори 2,67 г/см3. Топографія є одним з основних параметрів при багатьох побудовах, наприклад, при обчисленні ізостатичного аномалій. Використання наведеної топографії є набагато більш виправданим для цих цілей, оскільки вона представляє однорідну поверхневу навантаження. Карта наведеної топографії для всієї території Північної Євразії показана на рис.5.                      Рис. 6     

Для всієї аналізованої області побудована карта рельєфу поверхні Мохоровичича, заснована на узагальненні різноманітних геофізичних, в основному сейсмічних, даних. Для території Росії, за винятком її Північно-Східної частини, матеріал підготовлено в центрі Гіхону ([Костюченко та ін, 2000], ПП). Ця карта була доповнена суттєво новими даними для Західної Європи [Hurtig et al., 1992], району Кавказу - Копет-Дагу і суміжних областей [Kaban et al., 1998], Байкалу та суміжних територій (Леві, ПП), Китаю та Монголії [Feng Rui et al., 1996; Lithospheric dynamics ..., 1989]. Результуюча карта показана на рис.6.

Суттєва інформація може бути отримана на підставі аналізу зв'язку приповерхневої варіацій навантаження (наведеного рельєфу) і глибин до Мохо. Як відомо, наявність зв'язку між топографією та глибинами до кордону Мохо послужило підставою для використання моделі Ері на початкових етапах вивчення ізостазії [Артем'єв, 1975]. Проте вже на початку 80-х років стало ясно, що параметри, що характеризують співвідношення рельєфу і Мохо, можуть бути різними для різних типів структур, причому варіації цих параметрів пов'язані з плотностнимі властивостями літосфери [eg Artemyev and Golland, 1983]. Представлені тут дані про наведене рельєфі і потужності кори дозволяють проаналізувати цю проблему на абсолютно новій основі.                      Рис. 7     

На рис.7 показаний графік залежності наведеного рельєфу (t) і глибин до кордону кора-мантія (M) для континентальної частини Північної Євразії. Коефіцієнт кореляції цих параметрів дорівнює 0,77, а лінейнай регресія описується рівнянням M = 5,9 t +37,8 (км). Беручи до уваги, що великі блоки літосфери, для яких отримано дане співвідношення, повинні бути ізостатичного врівноважені, можна визначити середню різницю щільності консолідованої кори і верхньої мантії. Ця різниця повинна становити 0,45 г/см 3, тобто точно відповідає різниці нижнього шару консолідованої кори і підкорових шару в референц моделі. У той же час, існує больще розкид точок, який свідчить про те, що для окремих структур це співвідношення порушується.                      Рис. 8     

На рис.8 наводиться карта розподілу "нормальної''потужності кори, тобто потужності, що відповідає нульовому значенню наведеного рельєфу, отримана шляхом розрахунку регресії цих двох параметрів у змінному вікні з середнім радіусом 7o. Цей параметр прямо пов'язаний із середньою щільність мантії. Підвищені значення його відповідають підвищеної щільності літосфери, яка подібно до якоря утримує кору від спливання і навпаки. Як буде видно надалі, розподіл цього параметра повністю відповідає розподілу регіональної складової остаточного мантійних поля.                      Рис. 9     

Карта середніх швидкостей поздовжніх хвиль у консолідованій корі на території Північної Євразії показана на мал. 9. На території Росії вона складена, в основному, за даними центру Гіхону, доповненими результатами, представленими в монографії [Вольвовскій, Вольвовскій, 1975]. Для території Західної Європи використовувалися дані з роботи [Гізі, Павленкова, 1988]. Частина Північної Євразії доповнена значеннями, взятими з глобальної моделі з роздільною здатністю 5o 5o [Mooney et al., 1998]. Варіації середніх швидкостей у консолідованій корі достатньо великі від 6,3 до 7км/сек, що може свідчити про значні варіаціях щільності.

Проблема перерахунку швидкостей сейсмічних хвиль у щільність не має однозначного рішення [Красовський, 1989; Christensen and Mooney, 1995], хоча для порід, що складають консолідовану кору, зв'язок цих параметрів більше стійка, ніж для осадового чохла і верхньої мантії. Ми використовуємо залежності швидкості та щільності, отримані в роботі [Christensen and Mooney, 1995] з урахуванням можливих відмінностей складу порід, наприклад, в океанських та континентальних районах. Згідно з цим дослідженням, можлива похибка визначення щільності по швидкості поздовжніх хвиль на регіональному рівні, тобто для досить великих структур, становить приблизно 0,05 г/см3 для окремого шару і 0,03 г/см3 для консолідованої кори в цілому. Ці цифри використовуються при оцінки надійності результатів.                      Рис. 10     

                     Рис. 11     

На рис.10 і 11 показаний гравітаційний ефект консолідованої кори, ключі варіації кордону Мохо. У першому випадку її щільність вважається постійною і рівної 2,84 г/см3. На наступній карті показано поле, яке було розраховано з урахуванням варіацій густини в консолідованій корі (рис.11). При цьому "чистий''ефект варіацій щільності змінюється від - 125 до 160мГал, причому його варіації не завжди корельовані з варіаціями щільності. Це пояснюється різним становищем кордонів консолідованої кори щодо меж референц моделі. Порівняно невелика щільність може створювати суттєвий позитивний ефект у випадку, коли основна частина кори перекриває верхню частину референц моделі з щільністю 2,7. Цей випадок характерний для океанічних районів. Альтернативою є занурені ділянки консолідованої кори (як, наприклад, в Прикаспійській низовини), коли її висока щільність скомпенсовано за рахунок високої щільності референц моделі на цих глибинах.

4. Залишкові (мантійні) аномалії гравітаційного поля                      Рис. 12     

Залишкові аномалії гравітаційного поля, показані на рис.12, були отримані після усунення з аномалій Бузі аномального гравітаційного поля, створюваного осадковим чохлом, аномалій, викликаних варіаціями глибин до кордону М, а також регіональних полів, пов'язаних з впливом найбільш істотних мас аж до антиподів [Artemjev et al., 1994a, 1994b]. Таким чином, якщо не враховувати похибки вихідних даних, ці аномалії відображають латеральні неоднорідності                      Рис. 13     

нижній частині консолідованої кори і верхньої мантії. На Рис.13 показані аномалії, з яких додатково усунутий гравітаційний ефект плотностних неоднорідностей консолідованої кори, визначений у попередньому розділі. Як видно із зіставлення малюнків 12 і 13, введення коровою корекції дозволяє істотно зменшити амплітуду регіональної частини залишкових аномалій, хоча основні особливості просторового розподілу максимумів і мінімумів аномалій залишаються тими ж.                      Рис. 14     

                     Рис. 15     

Амплітуди мантійних аномалій для території Північної Євразії досягають 300мГал, що істотно перевершує похибка їх визначення, яка в найгіршому випадку для маловивчених територій може досягати 100мГал, а в інших випадках становить приблизно 25-50мГал залежно від потужності кори. Найбільш помітною особливістю отриманого поля є явне розділення його на регіональну і локальну складові, показані на рис.14 і 15. Регіональна частину в першому наближенні не залежить від особливостей будови кори: величезні області, що характеризуються аномаліями переважно одного знака, включають досить різнорідні структури. Для північної і центральної частин Євразії характерні інтенсивні позитивні аномалії із середньою амплітудою 100-150мГал. Із заходу ця область обмежена по лінії Тессейр-Торнквіста, що представляє "геофізичну''кордон між Західною і Східною Європою. Ця лінія може бути продовжена на південний схід, де вона поділяє Великий і Малий Кавказ, що характеризується інтенсивними негативними аномаліями, хоча природа аномального поля може бути тут зовсім інший. Зі сходу область позитивних аномалій обмежена по лінії, тягнеться з південного заходу, де вона поділяє Афгано-таджицький депресію, підстилаються надзвичайно щільною мантією, і Памір. Далі лінія розділу простягається на північний схід, огинаючи Саяни і Байкальський рифтової зону по північно-західному кордоні, досягаючи межі Євразії приблизно в районі Тіксі. Поки залишається неясним, до якого з мегаблоків слід віднести район Алданське щита. Можна припустити, що основний внесок в регіональні варіації щільності верхній мантії вносить поле температур, що підтверджується результатами інтерпретації поверхневих хвиль [Ekstr om and Dzievonski, 1998; Ritzwoller and Levshin, 1998]. Зона підвищених швидкостей поперечних хвиль у верхній мантії, виділена в даних роботах, точно відповідає описаної вище області переважно позитивних залишкових аномалій, а глибина її розповсюдження досягає 250км. Дані про тепловому потоці також підтверджують цей висновок: різниця між тепловими режимами Західної та Східної Європи встановлена досить надійно [Cermak, 1982; Hurtig et al., 1992].

На відміну від регіонального поля, "локальне''поле залишкових аномалій з довжиною хвиль менше 2000-2500км має чітку прив'язку до конкретних тектонічних структур (рис.15). У межах платформних областей локальні варіації мантійних аномалій істотно менше, ніж у тектонічно активних районах. При цьому, на схід від лінії Тессейр-Торнквіста найбільш виражені позитивні аномалії. Наприклад, щити Східно-Європейської платформи характеризуються інтенсивними позитивними залишковими мантійних аномаліями з амплітудою до 100 мГал. Така ж аномалія приурочена до східної частини Уралу (Магнітогорської зоні). Значення мантійних аномалій над Тунгуської синекліза досягають 100 мГал. Цей висновок знаходиться у хорошому відповідність зі швидкостями поздовжніх хвиль у верхній мантії, які тут підвищені [Глибинне будову ..., 1991; Egorkin, 1998]. У той же час, на захід від лінії Тессейр-Торнквіста чітко простежується ланцюг негативних мантійних аномалій: Угорська западина - Рейнський Грабен - Центральний Французький масив.

На перший погляд не підтверджується неодноразово висловлювалися раніше припущення про те, що під Чорним морем і Південним Каспієм є істотне розущільнення верхній мантії [Гравітаційна модель ..., 1979]. Виявляється, що найглибші прогини фундаменту і підйом кордону Мохоровичича в межах цих структур цілком компенсують один одного, даючи близькі до нуля мантійні аномалії над Чорним морем і помітний максимум над Каспійським.

До очікуваних результатів відносяться інтенсивні негативні мантійні аномалії вздовж східного кордону Євразії, пов'язані з окраїнними морями. Максимальні амплітуди цих аномалій тяжіють до глибоководних западин. Теплова природа цього розущільнення НЕ викликає сумнівів.

У центральній Азії виявляється два яскраво виражені зони негативних залишкових аномалій. Одна з них розташована на південний захід від Байкалу, приблизно в районі Хамар-Дабан. На жаль, вивченість цього району сейсмічними методами залишає бажати кращого, тому говорити про точну просторовому положенні виявленої аномалії поки неможливо. Тим не менше, є підстави віднести цю область, як і дещо менш виражену область негативних аномалій у північно-східному краю Байкалу, до "гарячих точок''[Grachev, 1998]. Інша зона інтенсивних негативних мантійних аномалій розташовується в районі гір Каракоруму і особливо Кунь-Луня, що лежать на кордоні Таримського басейну і Тибету. Для з'ясування природи цих аномалій необхідно залучати додаткові дані, які на жаль поки що немає.

5. Ізостатичного аномалії сили тяжіння

ізостатичного аномалії сили тяжіння представляють різниця між спостережені гравітаційним полем і полем, створюваним ізостатичного скомпенсовано літосферою. У даному випадку ми використовуємо суворе визначення ізостазії, у відповідність з яким сума аномальних мас в кожній літосферних колонці вище певного рівня, званого рівнем ізостатичного компенсації, дорівнює нулю. На додаток до топографічному рельєфу, аномальним мас осадового чохла і варіацій кордону Мохо вводяться плотностние неоднорідності консолідованої кори і верхній мантії, які в сумі дають ізостатичного врівноважену літосферних колонку.                      Рис. 16                           Рис. 17     

ізостатичного аномалії гравітаційного поля показані на рис.16. З цих аномалій видалено також регіональний фон, показаний на рис.17. Параметри поділу коротко-і довгохвильової складових поля ізостатичного аномалій обрані на підставі аналізу спектра повного поля, показаного на рис.18. Цей спектр має виражений мінімум на довжині хвилі 2000-2700км.                      Рис. 18     

Очевидно, що структури з горизонтальними розмірами 1000 км і більше ізостатичного скомпенсовані, причому на таких довжинах хвиль спосіб компенсації вже не грає ролі, в будь-якому випадку ізостатичного аномалії повинні бути близькі до нуля. Таким чином, довгохвильова складова поля ізостатичного аномалій (рис.17) обумовлена глибинними плотностнимі неоднорідностями і динамічними ефектами конвективних течій в мантії. У вихідному гравітаційному полі ці ефекти практично повністю маскувати полем, створюваним неоднорідностями літосфери. Поле ізостатичного скомпенсовані літосферних неоднорідностей має широкий спектр, а тому не може бути повністю зредуковано за допомогою низькочастотної фільтрації [Artemjev et al., 1994a, 1994b]. Таким чином, отримані в даній роботі довгохвильові аномалії набагато краще підходять для вивчення глибинних мантійних неоднорідностей і мантійних конвекції, ніж довгохвильова складова аномалій у вільному повітрі.

Локальні ізостатичного аномалії (рис.16) відображають вплив, в основному, трьох факторів:

1.Порушення ізостазії, тому що при обчисленні ізостатичного аномалій не бралася до уваги можливість пружною підтримки приповерхневої навантаження.

2.Неучтеннимі плотностнимі неоднорідностями осадового чохла та фундаменту.

3.Отклоненіямі реальної схеми ізостатичного компенсації від використаної при моделюванні.

Вплив другого і третього факторів було істотно зредуковано в цих розрахунках, по крайней мере для великих структур, за рахунок обліку плотностних неоднорідностей осадового чохла і підбору ефективної моделі компенсації. Таким чином, отримані в даній роботі ізостатичного аномалії в набагато більшій мірі відображають особливості геодинамічних режимів, ніж у багатьох попередніх дослідженнях.

Інтенсивність (мінливість) поля ізостатичного аномалій прямо пов'язана зі ступенем тектонічної активності (сучасної і минулої) конкретного регіону. Стандартне відхилення поля, показаного на рис.16, становить 10-16мГал в платформних областях, 18-20мГал - в районах, де процес горотворення давно завершився (напр. Урал), 36-57мГал - в областях з високим рівнем сучасної тектонічної активності (Альпійсько-Середземноморський складчастий пояс, Паміро-Алтай, Тянь-Шань, Байкал) і досягає 70мГал в районі острівних дуг та глибоководних жолобів. Необхідно відзначити, що облік реального будови кори дозволив істотно (до 2 разів) редукувати амплітуди ізостатичного аномалій в порівнянні з тими, що були розраховані за найпростішою схемою Ері і з використанням тільки топографічних даних [Артем'єв, 1975]. Більш докладно поле ізостатичного аномалій буде проаналізовано в наступних частинах роботи.                      Рис. 19     

На підставі отриманих ізостатичного аномалій розраховані максимальні значення модулів їх горизонтальних р