Гравіметрія
Аномальне гравітаційне поле. Аномальна щільність
 Україна |
 Аномальне гравітаційне поле території України |
 Центральна частина України на Українському щиті |
Аномальне гравітаційне поле
Аномальне гравітаційне поле.Аномальна густина земної кори та верхньої мантії
Гравітаційне поле Землі, або поле сили тяжіння — це силове поле спричинене тяжінням Землі і відцентровою силою внаслідок обертання планети вручну навколо своєї осі. Його умовно поділяють на аномальну та основну -номальну частини, які розраховують за формулами розсподілу прискорення нормальної сили тяжіння. Аномальна частина поля значно менша за величиною, має складну будову і відображає особливості фігури Землі та неоднорідінсть густини її надр. На карті струкутру аномального гравітаційного поля відображають лініями однакових значень його величини, які називають ізоаномалами.
Аномальне гравітаційне поле території України змінюється в широких межах в зв'язку з великою різноманітністю розподілу густини порід земної кори і верхньої мантії.
На Заході України (Передкарпатський прогин), де потужна осадова площа і вітчутно занурена межа кора-мантія, або розділ Мохоровича (Мохо), спостерігається мінімальне значення поля в редукції Буге (до -100мГал). На захід від Карпат розділ Мохо різко піднімається і поле стає додатнім (до +30 мГал). У північно-західній частині території, де товща осадів сягає 1—3 км, поле -слабо відємне (порядку -10—20 мГал).
Центральна частина України розташована на Українському щиті. Тут рівень поля залежить, в основному, від густини порід у верхній частині кристалічної кори: гранітні масиви характеризуються субнульовим полем( за винятком аномалії у -30 мГал над масивом в районі міст Новоукраїнка, Кіровоград), а масиви основних порід — додатними значеннями поля, найбільш інтенсивне з яких (більше +60 мГал) спостерігається в районі міста Голованівськ. На південому сході щита значні додатні аномалії утворюються струкутрами, що містять у собі залізо, в районах міст Кривий Ріг, Дніпропетровськ, Нікополь, Запоріжжя, Мелітополь, Маріуполь. Для глибиної частини Українського щита спостерігається взаємна компенсація утворюючих аномалії чинників: ущільнена кора питаманна блокам із зануреним розподілом Мохо, а в блоках суттєво легкої гранітної кори розподіл Мохо піднімається.
У східні частині України розташований Дніпровсько-Донецький авлакоген (ДДА). Тут поле залежить від співвідношеня ефектів осадової товщі та основних порід девонського віку, укорінених в кору вздовж осі авлакогену.Там, де основних порід багато спостерігаються інтенсивні додатні аномалії - в районах міст Чернігів (понад +90 мГал), Лохвиця, Гадяч. Високе поле спостерігається на Донбасі (понад +40 мГал), де породи потужної осадової тощі є дуже метаморфізованими і мають високу густину. З півночі ДДА характеризуєтся мінімальним полем, що обумовлено товщею легких осадів, а локальні інтенсивні мінімуми в районах міст Сєверодонєцк (-40 мГал), Сватове, Шевченкове, Охтирка викликані низькою густиною порід фундаменту.
На півдні Криму, спостерігається дуже високе поле, максимум якого (понад +150 мГал) розташований в Кримських горах. Тут земна кора має переважно основний склад і не виключена присутність ультраосновних порід.
В тектонічно активних структурах (зона Карпат, Донбас, Крим) у гравітаційному полі спостерігаються також ефекти зменшення густини порід мантії, викликані впливом високих температур.
З глибинними особливостями структури та речовинного складу земної кори, а в деяких регіонах і верхів мантії, зв'язок гравітаційного поля здебільшого зворотній. Тому особливості розподілу аномальної густини земної кори і верхньої мантії були виявлені тільки за допомогою розробленої на Україні методикою та технологоією гравітаційного моделювання градієнтно-шаруватих тривимірних глибиних структур, що спирається на швидкісні розтини, кореляційні заежності r=f(V) для кристалічних порід, що базуються на експериментах за РТ умов глибиних струкутур з урахуванням попрафок на специфіку речовиного складу порід, вивчення теоритичних моделей різних типів блоків, сучасне математичне та програмне забезпечення.
Завдяки цьому виділенні зони аномальної густини порід земної кори та верхньої мантії та встановлені закономірності в їх розподілі. Зясовано, що завдяки спрямованості до ізостатичної врівноваженості окремих блоків та їх сукупностей більш важкі блоки мають занурення земної кори, а більш легкі — здимання поверхні Мохо. Так, на Українському щиті Голованівська структура, окремі блоки на Волино-Подолії та інших регіонах мають підвищину густину земної кори при її прогинах, а блоки гранітоїдів(Кіровоградський, Коростенський та інші) характеризуються зменшеною густотою порід та підйомом межі Мохо.
За результатами гравітаційного моделювання передбачаються зони підвищеної густини порід верхів мантіїї під ДДА, Кримом та Передкарпаттям, а в Закарпатському прогині — зона зниженої густини порід верхньої мантії.
Автори: Старостенко В.І, Красовський С.С.
Гравітаційні вимірювання Антарктики
У сезонних роботах 9-ої (2004 рік) і 10-ій (2005 рік) Українських Антарктичних експедицій співробітниками Інституту геофізики НАН України на о-ах Аргентинського архіпелагу були проведені вимірювання гравітаційного поля на 17 пунктах. Схема розміщення пунктів спостережень наведена на рис. 1. Раніше Британською Антарктичною Службою виконані роботи по створенню мережі опорних гравіметричних пунктів, які розташовані на площі з координатами між південними широтами 51-го і 71-го градусів (Renner, 1982). У районі, що прилягає до станції „Академік Вернадський” налічується 16 опорних пунктів гравіметричних, два з яких безпосередньо закріплені на о-ві Галіндез. Прив'язка всіх вимірювань проводилася до одного з них (VS01), де значення поля сили тяжіння складає 982339,6 мГал| (Renner, 1982). Результати польових спостережень зведені в таблицю 1. Аномалії сили тяжіння отримані при застосуванні Міжнародної формули нормального поля Землі 1930 р. з поправкою Потсдамської системи. Карта аномалій у вільному повітрі (Δgс.в.) району Аргентинських островів наведена на рис. 1. Значення Δgс.в., які були отримані в результаті польових робіт, повністю вписуються в регіональне поле району досліджень, що підтверджує високу якість цих робіт.
|
№
|
Назва
пункту
|
Географічні координати
|
Абсолютне значення, мГал
|
Висота (м)
|
Аномалія у вільному повітрі
(мГал)
|
Аномалія Буге
(мГал)
|
|
|
Широта
|
Довгота
|
||||||
|
1
|
GS-30
|
-64,07877417
|
-65,15790834
|
982360,86
|
18,226
|
66,68
|
64,65
|
|
2
|
GS-40
|
-64,07475466
|
-65,20767627
|
982340,275
|
18,173
|
46,36
|
44,34
|
|
3
|
GS-50
|
-64,13603279
|
-65,1749509
|
982349,8
|
17,519
|
51,32
|
49,37
|
|
4
|
GS-60
|
-64,0920
|
-65,1409
|
982339,27
|
25,9396
|
46,5
|
43,6
|
|
5
|
GS-70
|
-64,08327785
|
-65,24750238
|
982334,31
|
17,036
|
39,44
|
37,54
|
|
6
|
GS-80
|
-64,07031
|
-65,16022
|
982332,305
|
20,906
|
39,55
|
37,23
|
|
7
|
GS-90-а
|
-64,1846
|
-65,3370
|
982330,925
|
22,121
|
30,40
|
27,94
|
|
8
|
GS-110
|
-64,1118669153
|
-65,1259208263
|
982354,615
|
17,11
|
56,73
|
55,82
|
|
9
|
GS-120
|
-64,21801164
|
-65,23468524
|
982340,694
|
18,934
|
36,81
|
34,70
|
|
10
|
GS-130
|
-64,22176364
|
-65,23976194
|
982341,914
|
23,078
|
39,05
|
36,47
|
|
11
|
GS-200
|
-64,27407679
|
-65,23688375
|
982339,875
|
18,595
|
31,91
|
29,84
|
|
12
|
GS-230
|
-64,27902489
|
-65,24379049
|
982339,32
|
17,532
|
30,67
|
28,72
|
|
13
|
GS-240
|
-64,3174766
|
-65,23923264
|
982339,41
|
18,503
|
28,33
|
26,27
|
|
14
|
GS-250
|
-64,30787211
|
-65,239728
|
982370,755
|
16,818
|
29,84
|
27,97
|
|
15
|
GS-260
|
-64,31717175
|
-65,2357799
|
982339,885
|
17,819
|
28,62
|
26,64
|
|
16
|
GS-310
|
-64,3976
|
-65,5112
|
982340,035
|
17,305
|
51,12
|
49,19
|
|
17
|
VS01
|
-64,153
|
-65,147
|
982339,2
|
9,076
|
36,90
|
35,9
|
Карти гравітаційного поля Землі та його аномалій (публікації)
Глобальні дані
-
Bowin C., Warsi W., Milligan J. Free-Air Gravity Anomaly Atlas of the World. Scale 1:4 000 000, 86 Sheets.- Woods Hole Oceanographic Institution, Geological Society of America, Map and Chart Series, N MC-46, Boulder, USA, 1982.
-
Bowin C., Warsi W., Milligan J. Free-Air Gravity Anomaly Map of the World. Scale at Equator 1:22 800 000, 2 Sheets, Multicolour.- (Woods Hole Oceanographic Institution), the Geological Society of America, Boulder, 1981.
-
Moдель гравитационного поля PGS-II0(I). Kарта, масштаб 1:25 000 000 по параллели 45 град., на 3 листах.- CевMoрГеология.
Каталоги обміряних значень гравітаційного поля Землі (публікації)
Глобальні дані та аналітичні моделі
-
Morelli C. The International Gravity Standardization NET 1971 (I.G.S.N.71).- International Union of Geodesy and of Geophysics, International Association of Geodesy, Publication Speciale N4, Paris.
-
Uotila U.A. Adjustment of a World-Wide Gravity Base Station Network. /Catalogue. 100 Stations/.- Annales Academiae Scientiarum Fennicae. Series A, III. Geologica-Geographica, N73, Helsinki, 1964.
-
Лундквист K., Bейс Г. (Pед.). Cтандартная Земля. Геодезические параметры Земли в 1966 г. /Перевод на русский: Lundquist C.A., Veis G., Eds. Geodetic Parameters for A 1966 Smithsonian Institution Standard Earth.- Smithsonian Institution, Astrophysical Observatory, Special Report N200, Cambridge, 1966/.- Mир, Moсква, 1969.
-
Balmino G., Reigber C., Moynot B. The Grim 2 Earth Gravity Field Model. /With Map/.- Deutsche Geodatische Kommission, Theoretische Geodasie, Heft N86, Munchen, 1976.
-
Wagner C.A., Lerch F.J., Brownd J.E., RIchardson J.A. Improvement in the Geopotential Derived from Satellite and Surface Data (Gem 7 and 8). /With Maps/.- Goddard Space Flight Center, Preprint X-921-76-20, Greenbelt, 1976.
-
Lerch F.J., Klosko S.M., Laubscher R.E., Wagner C.A. Gravity Model Improvement Using Geos-3 (Gem 9 and 10). /With Map/.- Goddard Space Flight Center, Preprint X-921-77-246, Greenbelt, 1977.
Рішення інтерпретаційних завдань гравіметріі і магнітометріі
Вже давно в практику інтерпретаційних робіт увійшов апроксімаційний підхід. Звернемо увагу на деякі сторони цього важливого і багатогранного питання.
Перше. Мова йде про заміну інформаційного базису - про перехід від карт елементів полів до аналітичної апроксимації цих елементів. Вихідне гравітаційне або магнітне поле замінюється полем деякої допоміжної моделі. Інтерпретатор отримує цілий набір геофізичних полів. Це суттєво підвищує рівень якісної інтерпретації.
В обговорюваних роботах можна побудувати допоміжну модель так, що поряд з аналітичним описом вихідного поля, інтерпретатор отримує геометричні характеристики розподілу аномальних мас (рис. 1). В іншому випадку завдання ускладнюється. Вона стає нелінійною. Розроблений стійкий математичний апарат вирішення таких завдань.
Друге. Завдання геологічної інтерпретації часто вирішуються методом підбору. На першому етапі інтерпретатор створює гіпотетичну геологічну модель, маси якої могли б створити спостережене аномальне поле. Така геологічна модель повинна бути параметризована. Це означає, що встановлена на певну послідовність параметрів, чисельні значення яких визначають геометричні особливості моделі, густинні або магнітні характеристики мас. Є можливість отримати теоретичне поле, яке зумовлене масами геологічної моделі. Теоретичне поле зіставляється з вихідним. Тепер завдання полягає в тому, щоб знайти нові чисельні значення параметрів моделі, які мінімізують розходження порівнюваних полів.
Таким чином, інтерпретаційна задача завжди вирішується в заздалегідь фіксованому модельному класі. Можна виділити роботи, які присвячені загальним питанням теорії та практики інтерпретації гравіметричних і магнітометріческіх полів.
У певному циклі робіт розглянуті задачі побудови аналітичної моделі вихідного аномального поля (рис. 2).
Висвітлюються результати рішення зворотних задач у різних модельних класах. Це зворотні задачі для контактних поверхонь. Тут слід розділити як двумірні завдання, так і завдання, в яких за аномальному полю відновлюється площинний рельєф поверхні розділу геологічних утворень.
Наводиться серія рішень зворотних задач, якщо аномальное поле обумовлено зоряними об'єктами або тілами класу Л. Н. Стрітенського. У цьому класі виділяється середня горизонтальна площина і визначається конфігурація як покрівлі тіла, так і його підошви. Рішення задач одного класу дозволяє визначити зміни щільності або намагніченості порід, які розміщені у фіксованому горизонтальному шарі.
Основні результати опубліковані в періодичних наукових журналах. В основному, це Доповіді НАН України; Фізика Землі, Москва: Вид. РАН; Геофізичний журнал. Київ: Вид. НАН України; Геоінформатика. Київ: Вид. НАН України.
Рис. 1. Рішення зворотної задачі гравіметріі для двох контактних поверхонь по полю варіації сили тяжіння.
Булах Е.Г.
Тривимірна щільнісна модель земної кори західної окраїни Антарктичного півострова
Гравітаційне поле є ефективним індикатором переробки літосфери. Тривимірне гравітаційне моделювання відіграє важливу роль у вивченні щільнісних неоднорідностей не тільки кори, але й верхньої мантії. У залишкових (мантійних) гравітаційних аномаліях, які отримані вирахуванням гравітаційного ефекту земної кори зіспостережень поля, міститься важлива інформація про підкорові щільнісні неоднорідності, що дозволяють краще зрозуміти не тільки процеси і рухи, що відбуваються у верхній мантії, але і її стан, склад і еволюцію.
Початкові дані. При створенні щільносної моделі використані наступні матеріали: 1) дані сейсмометріі методом ОГТ чотирьох Польських Антарктичних геодинамічних експедицій (1979-1991 рр.), виконані по мережі з 20 профілів, які вкрили західну частину Антарктичного п-ва від о-ва Аделайд на півдні до о-ва Елефант на півночі, по мережі глибинних сейсмічних зондувань (Arctic…, 2002; Janik et al., 2006); 2) схема рельєфу дна, яка побудована при використанні геолого-геофізичного атласу Атлантичного океану (лист 4, масштаб 1: 10 000 000 по паралелі 45 градусів) і море Скоша (масштаб 1:5 000 000 по паралелі 60 градусів) (Міжнародний, 1989-1990); 3) схема залягання розділу Мохо за даними роботи (Janik et al., 2006); 4) значення Δgс.в., отримані в результаті інтерпретації даних польових робіт 9-ої та 10-ої Українських Антарктичних експедицій; 5) дані значень Δgс.в. за окремими точкам із Геолого-геофізичного атласу Атлантичного океану масштабу 1:10 000000 по паралелі 45° (Міжнародний, 1989-1990).
Гравітаційне поле. Карта аномалій сили тяжіння у вільному повітрі зони переходу від континенту до океану на заході Антарктичного п-ва до теперішнього часу була відсутня. Для її побудови були використані як окремі значення спостерігаємого поля із Геолого-геофізичного атласу Атлантичного океану масштабу 1:10 000000 по паралелі 45° (Міжнародний, 1989-1990), так і значення Δgс.в., які були отримані в результаті польових робіт 9-ої (2004 рік) і 10-ої (2005 рік) Українських Антарктичних експедицій співробітниками Інституту геофізики НАН України на о-ах Аргентинського архіпелагу (рис. 1).
Рис. 1. Аномалії у вільному повітрі західної околиці Антарктичного п-ва, ізолінії в мГал (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).
На карті Δgс.в. чітко виділяються три області, які відрізняються інтенсивністю, конфігурацією ізоліній розділені між собою великими стародавніми (раннєкайнозойськими) розломами Херо і Анверс, поперечними до структури континентальної окраїни Антарктичного п-ва (рис. 2).
Рис. 2. Структурно-тектонічна схема району досліджень, побудована з урахуванням даних (Греку, 2006; Janik et al., 2006). На врізі показані Аргентинські о-ва (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).
1 – сейсмічні профілі; 2 – ріфтовий грабен Брансфілд по (Греку, 2006); 3 - поперечні розломи 2-го порядку (1 – Лаллеманд, 2 – Дарбел, 3 – Барилари, 4 – Бескочеа, 5 – Фландрес, 6 – Брабант, 7 – Палмер, 8 – Тринити, 9 – Рассел); 4 – поздовжні розломні зони (10 – лінія склепіння гір Антарктичного п-ва, 11 - внутрішнього шельфу, 12 - зовнішнього шельфу); 5 - інші розломи; 6 - шельф Антарктичного п-ва (1 - внутрішній, 2 - середній, 3 - зовнішній).
Ці розломи раніше виділялися тільки на океанічному дні, але автором роботи (Греку, 2006) було встановлено, що вони простежуються по великим жолобам на материковому схилі західного сектора півострова, де виражені поперечними разломами 2-го порядку з простяганням південний-схід - північний-захід (рис. 2). Розлом Херо ділить район досліджень на дві області: активну і пасивну. Активна включає в себе частину протоки Брансфілд, Південно-Шетландські о-ви і Південно-Шетландский жолоб. Ця область сформувалася в результаті тектонічної і вулканічної діяльності, яка призвела до формування рифоподібної структури протоки Брансфілд, підняттю Південно-Шетландсиких о-ів та утворенню підводних хребтів (Греку, 2006). Ця область характеризується найбільш інтенсивною аномалією зі значеннями поля більше 80 мГл. Пасивна область складається з двох частин. Перша з них обмежена разломами Херо і Анверс. Вїї центральній частині спостерігається меридіональна смуга, в яку потрапляють о-ва Анверс та Брабант. Тут величини Δgс.в. зменшуються від 45 до 35 мГал. У другій частині, на захід від о-ва Анверс і зафіксована локальна аномалія, в якій значення поля не перевищують 25 мГал. У південно-західній частині величини Δgс.в. змінюються від 35 до 60 мГал.
Методика досліджень. Основи застосованої методики гравітаційного моделювання розроблені раніше і детально описані в (Starostenko et al., 2004). Вона дозволяє кількісно оцінити регіональні та локальні відмінності між спостереженим і модельним полями великих регіонів, тому що всі розрахункові ефекти визначені в єдиній системі приведення.
Розрахункова щільність шарів земної кори формувалася відносно значення щільності мантії стандартної колонки пасивної континентальної платформи: Δr=rслоя-3,32 г/см3. Гравітаційний ефект опорної колонки дорівнює -870 мГал при нульовому спостереженому полі. Приведення модельних аномалій виконано до цієї величини, яка є для них нульовим рівнем, відхилення від якого є кількісною мірою аномальності щільності по відношенню до її розподілу в корі і верхній мантії опорної колонки.
Розрахунки проводились із застосуванням автоматизованої системи (Старостенко и др., 1997; Старостенко и Легостаева, 1998). одельне поле розраховане по мережі 12.5x12.5 км (0.5x0.5 см карт інформації, яка вписується зі складними межами розділу і розподілом щільності в шарах).
Структура і щільнісна параметризація моделі. Тривимірна щільнісна модель (рис. 3) включає шари морської води та осадових відкладень, а також консолідовану кору (верхня, середня і нижня кора). Оскільки ділянка досліджень представлена двома різними морфологічними одиницями: шельфом Антарктичного п-ва (південний-схід і центр ділянки досліджень) та частиною протоки Брансфілд (північний-захід), вони, відповідно, мають різну будову. Згідно з сейсмічними даними для першої з них, пасивної області (як було сказано вище), характерна трьохшарова будова земної кори, для другої, активної, - двошарова. Побудова тривимірної щільнісної моделі базувалася на даних за трьома транссектами. Перший, довжиною 1000 км, побудований за даними ДСЗ вздовж профілів DSS-14, DSS-10S, DSS-10, DSS-20 и DSS-18, перетинає шельф Антарктичного п-ва і протоку Брансфілд (Arctic…, 2002). Другий, загальною довжиною 660 км, включає профілі DSS-10, DSS-7, DSS-2. Третій, довжиною 460 км, об'єднує дані профілів DSS-6, DSS-15, DSS-5 (Janik et al., 2006). Два останні, які субпаралельні північно-західному узбережжю Антарктичного п-ва, перетинають перехідну зону від пасивної до активної області та основні структури протоки Брансфілд. У будові земної кори уздовж всіх транссектів виділяються однакові шари і блоки.
Рис. 3. Вхідна інформація для побудови тривимірної щільнісної моделі (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).
Шар морської води. На схемі рельєфу дна (рис. 3) добре проявляються дві розломні зони, поздовжні по відношенню до Антарктичного півострова з простяганням південний-захід - північний схід, виділені в роботі (Греку, 2006). Ці зони ділять досліджувані території на три частини: зовнішній, середній та внутрішній шельф (рис. 2, 3).
Повздожня розломна зона зовнішнього шельфу, яка трасується на рифт Брансфілд, має преривистий характер і ширину 30-40 км. Її положення підтверджують дані електрорезонансного зондування, отримані 9-ою Українською Антарктичною експедицією. Для зовнішнього шельфу характерна наявність моренних масивів, великої кількості круглих, витягнутих депресій дна і жолоб, поверхня яких проходить на глибині від 300-350 до 400 м.
Середній шельф є перехідною зоною від внутрішнього шельфу до зовнішнього. Він заповнений островами та мілинами з глибинами 100-200 м.
У разломній зоні внутрішнього шельфу переважають депресії з глибиною 300-600 м. В окремих місцях виділяються глибокі западини (понад 800 м), які сформувалися на перетині поздовжніх і поперечних розломів. Для самого внутрішнього шельфу характерні найменші глибини 200-300 м, розчленовування дна, наявність мілинних мікроблоков, на яких зосереджені групи архіпелагу.
Морфологічною особливістю активної області (район протоки Брансфілд) є великі глибини (понад 1,1 км), а також короткі і глибокі поперечні жолоби.
Щільність шару морської води прийнята в моделі рівною 1,02 г/см3.
Осадові відклади за межами протоки Брансфілд мають загальну потужність 1,5 км (Arctic…, 2002; Janik et al., 2006). Ми не деталізували осадовий шар для цієї частини моделі, тому що в своєму розпорядженні мали недостатню кількість даних для того, щоб розділити осадові відкладення шельфової частини на шар пухких та ущільнених опадів. Тому в моделі для цієї частини прийнята середня щільність 2,3 г/см3. Осадова товща протоки Брансфілд вивчена більш детально сейсмічним методом. Вона має потужність в середньому 4,5 км і розділена на два шари. Перший, потужністю 2,5 км, представлений слабо консолідовними відкладеннями зі швидкістю сейсмічних хвиль 1,56-2,9 км/с. Другий, потужністю до 2 км, включає в себе вулканогенно-осадове і консолідоване відкладення та характеризується значеннями швидкості 3,0-4,0 км/с. Глибше осадової товщі залягає шар зі швидкістю 5,2-5,8 км / с, що типово для метаморфічних і кристалічних порід кислого складу (Козленко та ін, 2007). Оскільки потужність трьох верхніх шарів протоки Брансфілд не перевищує 4,5 км, для спрощення обчислень гравітаційного ефекту для них прийнято середнє значення щільності 2,48 г/см3.
Консолідована кора. За даними сейсмометріі при переході від активної області (протока Брансфілд) до шельфу Антарктичного п-ва будова земної кори поступово змінюється. Потужність осадових відкладень поступово зменшується, а сама кора пасивної області представлена трьома шарами, які розрізняються за швидкістю поширення сейсмічних хвиль (Vp) і відповідають прийнятому поділу для континентальної кори (Christensen and Mooney, 1995; Грушинский и др., 2002). Для оцінки щільності використані кореляційні залежності r = f (Vp) узагальненого виду. Відмінності в щільностях верхньої, середньої та нижньої кори пов'язані з неоднорідним петрологічним складом порід (Грушинский и др., 2002).
Верхня кора. Швидкість змінюється від 6,30 км / с на даху шару до 6,45 км / с на його підошві, а щільність від 2,77 до 2,81 г/см3, відповідно. За даними роботи (Грушинский и др., 2002) для всієї Антарктиди швидкість у верхній корі прийнята рівною 5,7-6,3 км / с, з відповідною щільністю 2,60-2,80 г/см3. Подібне значення щільності 2,60 г/см3 отримано і за даними дослідження зразків гірських порід, відібраних С. І. Шепелем в 1997-1998 рр. під час 2-ої Антарктичної експедиції на західному узбережжі Антарктичного п-ва і в районі Аргентинських о-ів. Згідно з (Лебедев и др., 2002) низькі значення різновидів гранітів зумовлені тривалим впливом особливих кліматичних умов і наявністю льодовикового покриву. За даними (Arctic…, 2002; Janik et al., 2006) швидкісний інтервал для цього шару кори трохи вище, тому й щільність 2,77 г/см3 вищим, ніж щільність гранітів, з яких, на думку авторів роботи (Грушинский и др., 2002) складається верхня кора. По всій видимості, в розрізі присутні породи з більш високою щільністю. Наприклад, у роботі (Grad et al., 1993) ділянки підвищеної швидкості розглядаються як зони порушень, в яких можливе перешаровування порід різного типу.
Середня кора. Швидкість змінюєтсья від 6,65 км/с на даху шару до 6,85 км/с на його підошві, а щільність від 2,86 до 2,91 г/см3, відповідно. За даними роботи (Грушинский и др., 2002) щільність порід середньої кори має проміжні значення 2,80-2,90 г/см3. Середня щільність діоритів за даними (Лебедев и др.,2002) дещо нижча ніж в інших регіонах, але дорівнює 2,88 г/см3, що добре вписується в прийнятий у відповідності з сейсмічними даними інтервал щільності.
Нижня кора. Швидкість змінюється від 7,1 км/с на даху шару до 7,2 км/с на його підошві, а щільність від 2,97 до 3,00 г/см3, відповідно. За даними роботи (Грушинский и др., 2002) гговорять про те, що для нижньої кори характерні базальти з щільністю 2,9-3,1 г/см3.
Активна область протоки Брансфілд характеризується двухшаровою будовою (рис. 4).
Рис. 4. Мантійні аномалії, ізолінії мГал (О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков).
Середня кора. Швидкість змінюється від 6,8 км/с на даху шару до 6,85 км/с на його підошві, а щільність від 2,90 до 2,91 г/см3, відповідно.
Нижня кора. Швидкість змінюється від 7,1 км/с на даху шару до 7,4 км/с на його підошві, а щільність від 2,97 до 3,10 г/см3, відповідно.
Нижнім обмеженням моделі є схема розділу Мохо з роботи (Janik et al., 2006) (рис. 3). Як видно, максимальна потужність кори (38-42 км) спостерігається вздовж шельфу Антарктичного п-ва між о-вом Аделейд і архіпелагом Палмер. У центральній частині ділянки досліджень (район о-ів Анверс та Брабант) розташований блок, в якому потужність кори складає 38-39 км. В районі Південно-Шетландських о-ів глибина залягання розділу Мохо зменшується і складає 28-34 км. Для району о-ів Біско характерне плавне збільшення потужності кори від 32 км до 39-40 км на материку. Кора протоки Брансфілд в межах ділянки досліджень має потужність 32-34 км.
Районування земної кори району досліджень по потужності земної кори, отриманої за даними ГСЗ, збігається з її районуванням за результатами аналізу аномалій у вільному повітрі. В обох випадках виділяються три області, які відрізняються між собою. Це збіг двох незалежних методів вказує на диференціацію будови земної кори в межах цих областей.
Обговорення результатів. Результат тривимірного щільнісного моделювання представлений у вигляді схеми залишкових (мантійних) аномалій (рис. 4), які були отримані при відніманні від спостережень гравітаційного поля ефекту кори. Саме ці аномалії відображають щільнісну неоднорідність верхньої мантії.
На всій ділянці досліджень значення мантійних аномалій негативні (– 100 – (-250) мГал), що вказує на дефіцит мас в корі і верхній мантії. Він може бути викликаний розігрівом верхньої мантії та земної кори, та / або стоншенням земної кори в порівнянні з корою пасивної платформ.
Мінімальна мантійная аномалія (-100 мГал) відзначається між о-ом Брабант та Антарктичним п-ов та приурочена до системи вузьких улоговин (потужність води до 1 км), які сформувалися вздовж поперечного розлому. В межах аномалії потужність кори є типовою для пасивних платформ (близько 40 км). Південно-західна частина ділянки досліджень, яка охоплює область о-вів Біско і Антарктичний п-ів, однорідна, тут величина мантійних аномалій становить -120 - (-130) мГал, що свідчить про аномально малу і приблизно однакову щільність мантії.
На захід від о-ва Анверс, в області переходу до протоки Брансфілд, де потужність кори зменшується до 30-34 км, кора знаходиться на початковій стадії переробки під дією розігрітої мантії. Значення мантійної аномалії складають -140 - (-170) мГал. Найбільш інтенсивні аномалії (до -250 мГал) спостерігаються в районі о-ва Лівінгстон, де потужність кори різко скорочується до 28 км.
Таким чином, залишкові мантійні аномалії чітко фіксують відмінності глибинної будови, які викликані різним тепловим режимом верхньої мантії. Як показали попередні дослідження (Бурьянов и др., 1987; Литофера…, 1990; Егорова, 2001), величина мантійних аномалій закономірно відображає тип процесу і його інтенсивність (стадію) і може служити поряд з іншими, параметром, що характеризує тектонічну структуру. В комплексі з геофізичними даними вона повинна далі інтерпретуватися з залученням додаткової апріорної інформації (наприклад, дані сейсмологіі і геотерміі, вулканізму).
О.М.Русаков, И.Б.Макаренко, С.С.Чулков.