shimbirev_b_p_teoriya_figury_zemli

1) Пратта — Хейфорда, основанную на гипотезе Пратта, видоизмененну: Хейфордом для облегчения вычислений. При составлении таблиц Хейфор:

Хейсканен рекомендует введение следующих параметров: нормальная толщин, земной коры Т = 30 км, разность плотностей земной коры и подкорового слоя Аб = 0,6 г/см3;

3) региональной компенсации Венинг-Мейнеса, являющейся в сущности обобщением гипотезы Эри. Для этой системы имеются необходимые таблицы, детально разработанные Венинг-Мейнесом.

Изостатические аномалии определяются следующим образом.

1. Из наблюденного значения силы тяжести § вычитают вертикальную составляющую притяжения всех масс, возвышающихся над поверхностьк моря, а также учитывают недостаток притяжения морской воды. Эта поправка

и поверхностью изостатической компенсации. Эту поправку называют поправкой за компенсацию А^к. Под изостатической редукцией понимается величина

— Д^п.т.р + Д^к.

Изостатическую аномалию силы тя&ести получим

Как в том, так и в другом случае применяется формула (VII.11). При вычислении притяжения топографических масс на континентах в ней следует положить /г0 = Я — Я0 , где Я — высота данного участка над уровнем моря,

Для сферических зон топографическая поправка и поправка за компенсацию раздельно не вычисляются, а вычисляется сразу суммарное их действие.

Для учета топографической поправки на основании (VI 1.6) можно написать

где т — возмущающая масса.

Для учета компенсации можно воспользоваться аналогичной формулой

170'

Вэтом выражении т — компенсируемая масса, Ех — среднее значение

функции,

где к — глубина компенсации Т для континентов и (Т — Р) — для океанов.

Поскольку основное предположение теории состоит в равенстве возмущающей и компенсирующей масс, то формулы (VI 1.46) и (VII.47) можно объединить и для вычисления топографо-изостатической редукции

из всех моделей изостатической компенсации ближе всего к действительности модель, в которой предполагается, что сравнительно крупные участки земной коры как бы плавают в более плотном веществе мантии подобно айсбергам, плавающим в океане. Глубину нижней границы земной коры устанавливают по сейсмическим данным, поскольку она совпадает с поверхностью так называемого сейсмического раздела Мохоровичича (сокращенно Ж-поверхность). При переходе через эту поверхность скорость сейсмических волн меняется скачком (табл. 8). Это служит признаком смены менее упругого материала более упругим и более плотным.

Слой верхней мантии, подстилающей земную кору, часто называют субстратом; из нескольких типов земной коры преобладают материковая и океаническая. Материковая земная кора обычно имеет толщину 35—45 км, а в горных областях достигает 70 км. Верхнюю часть материковой земной коры составляет прерывистый осадочный слой (толщиной от 0 до 20 км).

Вся остальная толща материковой земной коры разделяется по скоростям сейсмических волн на две части с условными названиями: для верхней части — «гранитный» слой (от 10 до 40 км), для нижней — «базальтовый» слой (от 10

до 70 км).

171'

Океаническая земная кора имеет толщину 5—10 км (вместе с толщей воды 9—12 км). Под океанами осадочный слой на обширных площадях имеет толщину лишь в несколько сотен метров. «Гранитный» слой, как правило, отсутствует; вместо него наблюдается так называемый «второй» слой толщиной около 1—2,5 км, сложенный, вероятно, серпентинитом и базальтом, возможно с прослоями осадков. Мощность «базальтового» слоя под океанами около 5 км.

Средняя плотность земной коры в целом порядка 2,8 г/см3; средняя плотность осадочного слоя коры 2,4—2,5 г/см3, «гранитного» 2,7 г/см3, «базальтового» 2,9 г/см3.

Ниже поверхности Мохоровичича лежит так называемый подкоровой или ультраосновной слой, имеющий плотность 3,3 г/см3. Следует оговориться, что само название слоев земной коры носит несколько условный характер, поскольку эти слои имеют довольно сложный состав и вещество одного слоя может присутствовать в заметных коли-

чествах в другом.

Трудности в установлении вещественного состава слоев в настоящее время еще значительны, поскольку непосредственному наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о более глубоких недрах планеты получаются за счет разнообразных косвенных (главным образом геофизических) методов исследования.

При изучении строения Земли и ее верхней оболочки — земной коры наибольшее значение имеют сейсмические и гравиметрические методы. Сейсмиче-

ские методы основаны на изучении распространения в Земле сейсмических волн, которые, проходя слои с различной плотностью, меняют свое направление и скорость.

Применение гравиметрического метода основано на том, что аномалии силы тяжести, освобожденные от действия масс наружного рельефа (аномалии Буге), зависят лишь от притяжения внутренних возмущающих масс и поэтому всякое резкое изменение плотностей в земной коре должно сказываться на этих аномалиях.

Наибольший перепад плотностей (около 0,4 г/см3) происходит у подошвы земной коры — поверхности Мохоровичича — й потому между глубиной М залегания поверхности Мохоровичича и аномалиями Буге должна существовать ясно выраженная зависимость.

Такая зависимость устанавливается статистическими методами, используя аномалии Буге в областях, где толщина земной коры известна по сейсмическим данным. Для Земли в целом такая зависимость, по данным Р. М. Деменицкой, приведена на рис. 48 [6].

Как видно из рис. 48, отклонения отдельных точек от кривой составляют ±100 мгл. Это явление объясняется сложным характером внутреннего строения земной коры, в которой изменяется соотношение мощностей легких осадочных пород, гранитного и базальтового слоев, а также геологическая структура ее верхних слоев. Однако приведенный график довольно уверенно подтверждает

172'

закономерность, состоящую в том, что отрицательные и значительные по величине аномалии Буге соответствуют большим мощностям земной коры, тогда как интенсивные положительные аномалии наблюдаются в областях, где земная кора имеет небольшую толщину.

Аналитически зависимость между толщиной земной коры М и аномалией

где М — толщина земной коры; (§ — у)в — осредненное значение аномалии

Буге для некоторой площади; М 0 — константа, характеризующая некоторую среднюю толщину коры; к — постоянный коэффициент. По данным, полученным на 287 станциях с известными аномалиями, Н. П. Грушинский [4], [5] определил параметры формулы (VII.49). При этом каждому значению М, определенному сейсмическим методом, ставилось в соответствие осредненное по площади 1° X 1° (вблизи экватора) значение аномалии Буге. Полученные результаты приведены в табл. 9.

Т а б л и ц а 9

Параметры формулы (УИ.49) для различных областей по данным Н. П. Грушинского и др. [5]

По формулам типа (VII.49) построены карты глубин залегания поверхности Мохоровичича. Они позволяют установить главные особенности рельефа этой поверхности. Можно отметить, что существует асимметрия в расположении главных структур: максимальные поднятия в основном расположены в южном полушарии, депрессии — в северном. Другой особенностью поверхности Мохоровичича является большая «интенсивность» ее рельефа по сравнению с рельефом поверхности Земли; наибольшая изрезанность рельефа отмечена в экваториальной части земного шара.

При строгом соответствии строения земной коры принятой модели компенсации изостатические аномалии должны равняться нулю. В действительности (д — у)г, обычно, меньше чем аномалии в свободном воздухе, но не равны нулю. Это указывает на неточное соответствие принятой модели действительным условиям компенсации и на наличие в земной коре больших некомпенсированных масс. Гравиметрические данные свидетельствуют, что в целом наша планета находится в состоянии, близком к состоянию гидростатического равновесия, и нагрузки, существующие в земной коре, в среднем компенсированы. Однако существуют области, где компенсация резко нарушена и где, следовательно, наблюдаются крупные изостатические аномалии.

Первый тип нарушений связан с вулканическими островами, например Кипр, Гавайские острова. Эти образования сопровождаются интенсивными положительными аномалиями в свободном воздухе, которые, однако, в большинстве случаев почти целиком устраняются после введения топографической

173'

редукции, т. е. эти острова представляют собой ничем не компенсированную нагрузку на кору. Вторым типом нарушений являются относительно неширокие, но очень длинные полосы отрицательных аномалий, значительных по величине. Эти аномалии прослеживаются вдоль западного берега Южной н Центральной Америки, вдоль Алеутской островной дуги и далее вдоль внешнего края островных дуг западной окраины Тихого океана. Такие аномалии известны и в других океанах и морях: вдоль внешнего края дуги Суматра — Ява, вдоль Пуэрто-Рико, по дуге Южных Сандвичевых островов, по внешней дуге островов у берегов Греции. Всюду эти аномалии или совпадают с глубоководными желобами, или идут по их краю, где желоба сильно заполнены осадками.

Третий тип нарушений представляют интенсивные и довольно обширные поля положительных аномалий в местах недавних опусканий коры. Примером может служить море Банда в Индонезии.

Наличие в земной коре больших некомпенсированных масс вызывает сильные напряжения, которые приводят либо к мгновенным, либо к медленным деформациям. В первом случае могут образоваться провалы, сбросы и возникнуть целый ряд геотектонических явлений, с которыми бывают связаны землетрясения. Во втором случае происходят вековые колебания суши в виде чрезвычайно медленных опусканий или поднятий ее.

Примером первого может служить Крым. Горы Яйлы оказываются совершенно некомпенсированными, о чем свидетельствуют большие по величине положительные аномалии Буге. Последнее обстоятельство говорит о том, что подстилающие Яйлу горные породы имеют аномально большую плотность, значительно превосходящую плотности окружающих частей земной коры.

В течение геологической истории Земли происходил непрерывный процесс перемещения значительных масс. Под действием различных причин разрушаются горы и вода переносит продукты разрушения в море или во впадины, где они и отлагаются. В настоящее время известны обширные участки земной поверхности, где мощность осадочных пород достигает 10 км и более. Несомненно, что вся эта масса в данном месте является привнесенной, лишней. Однако в указанных областях не наблюдается положительных аномалий, равных сотням миллигал. Это означает, что происходил процесс компенсации путем перетекания глубинного вещества.

В современную эпоху примером векового движения суши, связанного с нарушением изостатического равновесия, может служить область последнего оледенения Скандинавии. Таяние ледника началось здесь примерно 40 ООО лет назад, 9000 лет назад исчезли последние остатки ледяного покрова. Происшедшая разгрузка должна была вызвать поднятие этой части земной коры. Действительно, за это время центр Фенно-Скандинавского щита поднялся на 250— 300 м и в настоящее время этот процесс продолжается, хотя и с убывающей скоростью.

Вертикальные движения земной коры возникают вследствие внутренних геотектонических процессов. Можно предположить два основных типа таких процессов: сжатие или расширение глубинного материала без существенных церемещений его в горизонтальном направлении, а также приток или отток глубинного материала со стороны путем перемещения в горизонтальном направлении.

Полезный анализ движений земной коры, связанный с учетом аномалп й силы тяжести, проведен В. А. Магницким [19]; им рассматривалось движение* только достаточно больших участков земной коры.

174'

Пусть — ускорение силы тяжести в начальную эпоху в точке М на поверхности Земли. Земная кора испытала смещение по вертикали на Дг (поднятие положительно). За это же время на поверхности Земли мог отложиться слой толщиной к и плотностью бг; мог произойти эрозионный срез слоя к , тогда к отрицательно. Высота земной поверхности при этом изменится на вели-

чину (рис. 49)

АН = Аг+ к.

Ускорение силы тяжести на земной поверхности изменилось на величину поправки в свободном воздухе (2у/Е) ДН и на величину притяжения слоем с толщиной к — 2я/6±к. Если смещение Дг вызвано сжатием или расширением материала, то общая масса этого материала осталась неизменной и потому никакого дополнительного гравитационного эффекта наблюдаться не будет. Если часть а Дг смещения Дг вызвана притоком вещества плотностью 62 , то

Физическая поверхность Зеп-

слой этого вещества, высотой а Дг, вызовет изменение силы тяжести в точке М на величину

Вычислим аномалии в свободном воздухе до смещения и после

Следовательно, аномалия в свободном воздухе претерпела изменение,

175

Таким образом, величина изменения аномалии в свободном воздухе за интересующий нас промежуток времени позволяет вычислить коэффициент а, если известны величины смещения земной коры и изменения высот точек земной поверхности.

Значение коэффициента а дает возможность установить причины смещения земной коры. Применим полученные результаты к поднятиям типа Скандинавии. Поскольку аномалии в свободном воздухе в областях современных оледенений близки к нулю, можно считать, что к началу таяния скандинавского ледяного покрова эти аномалии были равны нулю. Сейчас средняя аномалия в свободном воздухе на Фенно-Скандинавском щите также близка к нулю. Таким образом, можно положить, что

По имеющимся данным толщина ледяного покрова в Скандинавии достигала 2,5 км, а»поднятие земной коры составило 500 м, поэтому можно положить

Следовательно, подъем Скандинавии после стаивания льдов практически целиком связан с перетеканием глубинного вещества, что подтверждает мнение об изостатическом характере перемещений этого участка земной коры. Сделаем аналогичные подсчеты для других платформенных областей. Поскольку на низменных платформах средние аномалии в свободном воздухе близки к нулю независимо от возраста платформы, то опять можно положить

?) = 0.

Уровень низменных платформ всегда был близок к уровню моря, поэтому

Полагая плотность платформы 6г = 2,67, а плотность подкорового слоя

б2 = 3,4, согласно (VII.52) получим

а« 0 , 8 .

Приведенные расчеты позволяют сделать вывод, что медленные движения больших частей платформ происходят в обстановке перетекания глубинного вещества.

Иначе обстоит дело с платформами, недавно испытавшими значительные поднятия или опускания. Примером таких областей могут служить поднятия Центральной Африки, южной части Индии, Мексиканского нагорья. В этих областях аномалии в свободном воздухе близки к нулю, следовательно,

имеем дело с сжатием и расширением глубинного вещества. Близость к еосто-

176'

янию равновесия больших участков земной коры свидетельствует о том, что принцип изостатического равновесия действительно существует, но, разумеется, им не исчерпываются все сложные процессы, происходящие в жизни земной коры.

Изостатические аномалии находят свое применение при исследованиях земной коры и при изучении строения нашей планеты в целом. Они могут такжеиспользоваться в некоторых районах при косвенном интерполировании аномалий силы тяжести, поскольку по величине они в общем меньше других аномалий и имеют более плавное изменение. Однако при выборе районов, в которых подобная интерполяция применима, необходимо учитывать их геологические особенности.

§ 41. СТРОЕНИЕ ЗЕМЛИ И ЕЕ ФИГУРА. СОПОСТАВЛЕНИЕ ДАННЫХ НАБЛЮДЕНИЙ

СГИДРОСТАТИЧЕСКОЙ ТЕОРИЕЙ

Сдостаточным приближением можно считать, что Земля состоит из бесконечного множества концентрических сферических слоев, плотность которых возрастает с увеличением глубины. Отсюда следует, что закон изменения плотности должен иметь вид

б= /(г),

где г — расстояние от центра Земли.

Истинный закон нам неизвестен. Можно лишь предположить такое распределение плотностей внутри Земли, которое удовлетворяло бы известным значениям массы М и момента инерции Земли С относительно оси вращения.

К этим двум величинам можно присоединить еще плотность 60 самых верхних слоев Земли. Установить 80 довольно трудно ввиду сложности строения земной коры и большого разброса плотностей горных пород. Так как верхние части мантии Земли по своим свойствам представляются более однородными, то обычно в качестве б0 берут плотность вещества мантии непосредственно под границей Мохоровичича. Эта плотность может быть принята 3,3—3,5 г/см3.

Определим зависимость между массой Земли М, моментом инерции С

иплотностью б. Если плотность одного из концентрических слоев будет б =

=/ (г), а толщина Зг, то масса такого слоя

ам = 4ябГ2 Иг = 4я/ (г) г2 Лг.

Общая масса Земли может быть получена как сумма масс составляющих

о

где В — средний радиус Земли.

Поскольку объем шара У = пВ3, то средняя плотность Земли будет

к

(VII.54)

о

Момент инерции С определяется из соотношения

= / (г). Задача обычно решается методом подбора, при котором стремятся подобрать такую модель Земли, которая в наибольшей степени согласовывалась бы результатами наблюдений. Одной из таких моделей является так называемая модель «А» Гутенберга-Буллена. В настоящее время принята гипотеза прерывного распределения плотностей в недрах Земли.

Наиболее резко выраженные границы раздела на глубинах 10—70 км и 2900 км позволяют разделить Землю на три главные зоны: земную кору, оболочку (иначе называемую мантией) и ядро. В свою очередь внутри каждой из этих зон намечаются границы, где физические свойства вещества меняются скачком.

Основные характеристики для оболочек Земли в соответствии с моделью

Предположив распределение плотности внутри Земли известным, можно вычислить силу тяжести и давление внутри Земли. Если Землю рассматривать как шар, состоящий из концентрических слоев, и пренебречь центробежной силой, то можно силу тяжести на расстоянии г0 от центра Земли отождествить с силой притяжения всех слоев, находящихся глубже г ^ г0. Тогда, поскольку притяжение однородных слоев на внутреннюю точку равно нулю, можно положить

178'