парначев

зываются аномалиями Фая, или аномалиями в свободном воздухе.

Они сильно коррелируют с рельефом Земли, поэтому использовать их для изучения плотностных неоднородностей ее недр неудобно: эффект от последних в гравитационном поле обычно гораздо слабее, чем от неровностей поверхности Земли, поскольку плотностной контраст между различными типами горных пород заведомо гораздо меньше, чем между любой горной породой и воздухом.

Другое дело, если, например, измерения силы тяжести ведутся на поверхности океана и требуется узнать рельеф его дна: для решения этой задачи аномалии Фая могут быть успешно использованы, так как основной вклад в них вносит плотностной контраст пород, слагающих океанское дно, и воды. Однако на суше рельеф ее поверхности, как правило, хорошо известен по геодезическим данным, поэтому аномалии Фая вместе с нормальным полем вычитают из наблюденного поля g, чтобы в остатке получить гравитационное поле, приведенное к единой поверхности геоида, т.е. чтобы в нем отсутствовали аномалии, связанные с разновысотностью измерений поля силы тяжести. Такая процедура называется редуцированием. С учетом (1.3.6) и (1.3.9) формула редукции Фая, или редукции в свободном воздухе,

записывается в виде

Обратим внимание на знак “плюс” в формуле (1.3.10). Он означает, что значение гравитационной аномалии в редукции Фая ∆gФ всегда увеличивается на ту величину, которой “недостает” в

гравитационном поле из-за того, что оно измерено на высоте h выше поверхности геоида. Разумеется, в тех относительно редких случаях, когда измерения поля силы тяжести выполняются ниже поверхности геоида (например, под водой, в шахте и т.п.), поправка вводится с обратным знаком.

Сила тяжести, как правило, измеряется не в воздухе, а на реальной поверхности Земли. Это означает, что между уровнем, на котором выполняются измерения силы тяжести, и уровнем геоида (или референц-эллипсоида) присутствуют горные породы, плотность которых гораздо выше плотности воздуха. Чтобы в остатке получить гравитационные аномалии, связанные с распределением

61

плотности в недрах Земли, логично вычесть из наблюденного поля эффект притяжения горных пород, слагающих рельеф местности. Если эти породы аппроксимировать бесконечной горизонтальной пластиной мощностью h (превышение точки наблюдения над поверхностью геоида) и плотностью ρпс, то гравитационный эффект от такой пластины, называемой промежуточным слоем, составит

Приняв в (1.3.11) некоторую постоянную среднюю плотность пород, слагающих рельеф Земли (например, среднее значение плотности континентальной коры 2,67 г/см3), получим

где h выражено в метрах, а δgпс – в миллигалах. Гравитационные аномалии, вычисляемые по формуле (1.3.12), называются аномалиями Буге. Соответственно измеренное гравитационное поле, из которого последовательно вычтены нормальное поле референцэллипсоида γ, а затем эффекты от разновысотности наблюдений (аномалии Фая) и притяжения масс рельефа Земли (аномалии Буге), называется полем силы тяжести в редукции Буге:

∆gБ = g − (γ − 0,3086h + 0,1119h) = g − γ + 0,1967h , (1.3.13)

где h выражено в метрах, а ∆gБ – в миллигалах.

Понятно, что напрямую сопоставить можно только гравитационные аномалии в редукции Буге, вычисленные с одной и той же плотностью промежуточного слоя. Если, например, составляется карта гравитационного поля для материкового щита, то значение ρпс = 2,67 г/см3 окажется удобным, поскольку оно реально соответствует плотности горных пород, слагающих рельеф местности в данном регионе. В то же время для сводной карты гравитационного поля в редукции Буге на материковой платформе значение ρпс = 2,67 г/см3, скорее всего, окажется слишком высоким: реальные плотности осадочных пород, слагающих здесь рельеф местности, существенно меньше. И наоборот, если сводная карта составляется для региона, где рельеф местности слагают плотные породы основного и ультраосновного составов (например, для базальтового плато), то значение ρпс = 2,67 г/см3 окажется

62

слишком низким. В конкретных регионах при составлении карт поля силы тяжести используют индивидуальные значения ρпс, но при этом всегда указывают, для какой именно плотности промежуточного слоя вычислены аномалии Буге и выполнена редукция гравитационного поля.

Из сказанного выше понятно, что все редукции силы тяжести зависят от выбранной модели Земли – референц-эллип- соида с заданными параметрами и массой. Поэтому аномалии силы тяжести по своему физическому смыслу есть ничто иное, как показатель отклонения истинного распределения плотности в недрах Земли от того, которое принимается изначально.

Казалось бы, неровный рельеф земной поверхности, наличие на ней высоких гор и глубоких океанских впадин должны приводить к появлению крупных гравитационных аномалий. Согласно (1.3.12) горные цепи высотой тысячи метров должны обусловить гравитационные аномалии амплитудой сотни миллигал. Однако таких аномалий на Земле просто не существует, во всяком случае в тектонически спокойных регионах. В поле силы тяжести Земли, измеряемом со спутников, фиксируются лишь обширные низкоамплитудные (первые десятки миллигал) аномалии, связанные с неровностями поверхности геоида относительно референц-эллипсоида. Этот факт объясняется явлением изостазии, состоящим в том, что избыток или недостаток масс на поверхности Земли компенсируется обратным по знаку перераспределением масс в ее недрах. Механизм изостатической компенсации приводит к тому, что внешние оболочки Земли реагируют на приложенную к ним или снятую с них поверхностную нагрузку соответствующими вертикальными движениями и перераспределением масс в глубоких недрах.

Присутствие глубинной компенсации поверхностных масс подтверждается глобальным распределением аномалий гравитационного поля в редукции Буге (рис. 1.3.4). Над приподнятыми континентальными регионами это поле в целом отрицательно, а над океанами, наоборот, положительно. Поскольку, как уже сказано, по своему физическому смыслу гравитационное поле в редукции Буге отражает преимущественно глубинные плотностные неоднородности (из него, согласно (1.3.13), вычтен эффект от разновысотности наблюдений и плотности пород, слагающих

63

рельеф Земли), то остается предположить, что под континентами присутствует дефицит масс, а под океанами, наоборот, их избыток.

+Гравитационное поле

Принцип изостазии, таким образом, постулирует наличие в недрах Земли некоей поверхности (она называется уровнем компенсации), на которой давление вышележащих масс (а они для различных районов разные) всюду одинаково.

Существует несколько схем (моделей) изостатической компенсации, по-разному объясняющих ее механизм (рис. 1.3.5).

64

Схема Эри (рис. 1.3.5, а) предполагает, что внешняя оболочка Земли (земная кора) повсюду имеет одинаковую среднюю плотность ρc и подстилается слоем с более высокой, но также постоянной плотностью ρm (верхней мантией). Неровный рельеф земной поверхности компенсируется в схеме Эри обратными по знаку ундуляциями подошвы коры (границы Мохоровичича). Толщина коры, поверхность которой совпадает с уровнем моря, равна H. Коровый блок, поверхность которого находится на высоте h над уровнем моря (геоида), имеет легкий “корень” плотностью ρc и толщиной r. На основании принципа гидростатического равновесия (закона Архимеда) можно оценить толщину “корня”:

Если на поверхности Земли имеется заполненная водой (плотность ρw) впадина, дно которой соответственно находится ниже поверхности геоида (h отрицательно), то под ней существует “антикорень” толщиной a:

Таким образом, подошва коры (раздел Мохоровичича) в схеме Эри является как бы зеркальным отображением рельефа земной поверхности, а уровень изостатической компенсации располагается под самым глубоким “корнем”.

Схема Пратта (рис. 1.3.5, б) предполагает, что уровнем компенсации является подошва коры, глубина которой относительно уровня моря всюду одинакова и равна w, а неровности рельефа земной поверхности компенсируются плотностной неоднородностью коры. Например, под горными хребтами согласно этой схеме кора должна быть разуплотнена, а под океанскими впадинами – уплотнена. Переменная в горизонтальном направлении плотность коры ρ(l) зависит от высоты рельефа h над уровнем моря (геоида):

65

где ρ0 – “невозмущенная” плотность, соответствующая нулевому топографическому поднятию. Для поверхности ниже уровня моря (h отрицательно) переменная плотность коры определяется формулой

Разумеется, ни одна из описанных выше схем изостатической компенсации нигде на Земле не выполняется “в чистом виде”. Понятно, что с геологической точки зрения совершенно нереальны ни одинаковая повсюду плотность коры, как в схеме Эри, ни одинаковая повсюду глубина залегания ее подошвы, как требует схема Пратта. Поэтому на самом деле изостатическая компенсация в любом регионе Земли обеспечивается сложным сочетанием многих факторов.

В глобальном плане взаимосвязь обеих схем изостазии вполне очевидна. Приведем в качестве примера уже рассмотренную в разделе 1.2.3 зависимость топографии, мощности и средней плотности двух основных типов земной коры, континентального и океанского. С одной стороны, высокое стояние поверхности континентов обеспечивается большей мощностью континентальной коры по сравнению с океанской, т.е. здесь наглядно просматривается действие схемы изостазии по Эри. Но, с другой стороны, различную топографию континентов и океанов можно объяснить разной средней плотностью континентальной и океанской коры, а это уже проявление изостазии по схеме Пратта.

Переходя от глобального масштаба к региональному, вспомним, что в большинстве случаев под горными сооружениями континентов наблюдаются утолщения коры (“корни гор”), а под осадочными бассейнами, верхняя часть коры которых представлена относительно легкими осадочными породами, наоборот, мощность коры сокращена. Это наглядное проявление схемы Эри. Однако на Земле встречаются и “бескорневые” горные сооружения, а фундамент осадочных бассейнов почти всегда характеризуется повышенной плотностью. Следовательно, изостазия таких регионов по крайней мере отчасти обеспечивается по схеме Пратта.

Одним словом, в каждом конкретном случае сложный реаль-

66

ный механизм изостатической компенсации может быть лучше понят, если его предварительно “расчленить” на абстрактные, но зато описываемые строгим физическим языком схемы Эри и Пратта.

Следующий принципиальный вопрос касается глубины уровня изостатической компенсации. В простейших схемах Эри и Пратта этому уровню примерно соответствует подошва коры. Действительно, резкий плотностной контраст на разделе Мохоровичича, казалось бы, должен играть ощутимую роль в изостатической компенсации. Но, как было показано в разделе 1.2, в качестве жесткой внешней оболочки Земли следует рассматривать не только кору, но и часть верхней мантии, объединяемые на основании близких реологических характеристик в литосферу. Под литосферой расположен ослабленный (астеносферный) слой верхней мантии, ведущий себя в геологических масштабах времени как жидкость, и именно в нем, судя по всему, должен находиться уровень изостатической компенсации, т.е. он расположен гораздо глубже, чем предполагается в упрощенных схемах Эри и Пратта.

Однако к настоящему времени установлено, что помимо глобально выраженной астеносферы дополнительные локальные ослабленные зоны выделяются также в нижней части континентальной коры (об этом подробнее см. раздел 4.3). В таких регионах изостатическая компенсация может осуществляться одновременно на двух уровнях – нижнем (астеносферном) и верхнем (коровом), причем в зависимости от локальной геодинамической обстановки тот или другой уровень компенсации может превалировать.

Объясняя физическую сущность явления изостазии, часто используют образную аналогию между блоками внешней жесткой оболочки Земли (коры или литосферы), находящимися в состоянии архимедова равновесия в подстилающем более плотном субстрате (астеносфере), и айсбергами, плавающими в океане. Чем выше поверхность айсберга над водой, тем больше его подводная часть (аналог “корня гор” в схеме изостазии по Эри). С современных позиций эту аналогию приходится частично пересмотреть. Например, неединственность уровней изостатической компенсации в недрах Земли, о которой шла речь выше, позволяет провести

67

такую аналогию: айсберг (литосферный блок) плавает в океане (астеносфера), но в нем самом имеется протаявшая область (верхняя ослабленная зона в нижней коре), в которой, в свою очередь, плавает небольшая льдина (верхнекоровый блок). Изостатическая компенсация в данном случае осуществляется независимо на двух совершенно разных уровнях.

Кроме того, аналогия со льдом не вполне состоятельна еще по одной причине. Дело в том, что по сравнению с большинством веществ вода является исключением, поскольку ее плотность в твердом состоянии (лед) меньше, чем в жидком. Следовательно, аналогия со льдом подходит для коры (она легче мантии, поскольку состоит из более легких пород – раздел Мохоровичича является в том числе геохимическим разделом), но никак не для литосферы. На подошве последней никаких геохимических изменений не происходит, а перидотит верхней мантии в литосферном (твердом) состоянии плотнее и тяжелее, чем в астеносферном (частично расплавленном). В таких условиях закон Архимеда, очевидно, перестает действовать – более плотная внешняя оболочка должна утонуть в менее плотном подстилающем субстрате. Легко объяснить, почему этого не происходит с континентальной литосферой – у нее всегда есть мощный и легкий “поплавок” (континентальная кора), плавучесть которого компенсирует избыточный вес подкоровой верхней мантии. Однако для океанской литосферы, имеющей очень тонкую и к тому же плотную кору, такое объяснение недостаточно, а потому требуются пересмотр и дополнение простейших схем изостазии.

Возвращаясь к схемам Эри и Пратта, легко заметить, что обе предполагают локальную изостатическую компенсацию, при которой каждый блок независимо реагирует на приложенную к нему или снятую с него нагрузку, опускаясь или, наоборот, поднимаясь. Но чтобы это условие выполнялось, надо допустить очень мелкую делимость коры и литосферы сквозными разломами, что крайне маловероятно. Поэтому современные модели предполагают региональную изостатическую компенсацию, при которой литосфера реагирует на приложенную или снятую нагрузку изгибом, амплитуда и скорость которого зависят не только от величины нагрузки, но и от изгибной жесткости литосферы D.

На рис. 1.3.6 показана схема региональной изостатической компенсации литосферы, к поверхности которой приложена наг-

68

рузка мощностью h, полушириной a и плотностью ρs. Амплитуда изгиба поверхности литосферы z составит

ρw и ρm – соответственно плотности воды и мантии, а g – сила тяжести.

Как прямо следует из (1.3.18) и (1.3.19), с увеличением жесткости литосферы D → ∞, а λ → 0, следовательно, абсолютно жесткая литосфера вообще не будет изгибаться под весом нагрузки. И наоборот, с уменьшением жесткости литосферы D → 0, а λ → ∞, при этом формула (1.3.18) превращается в формулу (1.3.15), описывающую изостазию по схеме Эри.

Как видно из рис. 1.3.6, упругий изгиб литосферы сопровождается оттоком от ее подошвы астеносферного материала, а

Рис. 1.3.6. Схема региональной изостатической компенсации.

также появлением характерных “вздутий” по периферии области приложения нагрузки. До тех пор, пока литосфера способна компенсировать приложенную к ней нагрузку своей упругостью (жесткостью D, или прочностью на изгиб), она будет находиться на поверхности Земли, стремясь к состоянию региональной изостатической компенсации или находясь в нем. Если же величина нагрузки превысит прочность литосферы на изгиб, в ней образуются сквозные расколы, после чего отдельные блоки литосферы либо перейдут в состояние локальной изостатической компенсации (если их средняя плотность меньше плотности астеносферы), либо утонут в подстилающем субстрате.

Амплитуда упругого изгиба литосферы, оцениваемая формулой (1.3.18), является предельной. Следовательно, какое-то

69

время после приложения нагрузки z < zmax , а после снятия нагрузки, наоборот, z > zmax . Литосфера в этот период не полностью

изостатически скомпенсирована. В таких случаях говорят, что литосфера стремится к состоянию региональной изостатической компенсации.

По скорости восстановления изостазии (изостатического выравнивания) удается определить такой важнейший для геодинамики параметр, как вязкость астеносферы (см. раздел 2.2). Природа сама ставит для этого эксперименты: нарушение изостазии может происходить за счет, например, образования или таяния ледников, эрозии горных сооружений, осадконакопления. Если скорость любого из перечисленных процессов или хотя бы время его проявления удается установить в каком-то регионе достаточно точно, а литосфера этого региона не полностью изостатически скомпенсирована, то по скорости изостатического выравнивания определяется вязкость астеносферной части верхней мантии, в которой это выравнивание происходит.

Например, уже в конце XIX века было установлено поднятие Фенноскандии, продолжающееся в течение 15 000 лет с максимальной скоростью до 10 мм/год, вызванное таянием плейстоценового ледника. В эпоху максимального оледенения мощность ледника здесь составляла более 2,5 км. Литосфера Фенноскандии реагировала на его нагрузку упругим изгибом амплитудой 600 – 700 м и латеральным оттоком астеносферы из-под подошвы литосферы (см. рис. 1.3.6). Позднее аналогичные исследования проводились в Антарктиде и Гренландии, где за счет веса ледовой нагрузки поверхность материков и в настоящее время погружена на 200 – 250 м ниже уровня моря. Проведенные наблюдения поз-

волили оценить среднюю вязкость астеносферы под материками в

1021 Па · с.

1.4. Геотермия

Геотермия – один из наиболее спекулятивных разделов глобальной геофизики, поскольку все наши знания о распределении источников тепла и механизмах теплопереноса в Земле базируются на измерениях, выполненных на ее поверхности или вблизи нее. Однако это одновременно и один из самых важных разделов, так как распределение тепла в Земле прямо или косвенно определяет почти все проявления ее тектонической и магматической активности.

70