Резюме. Для всей Земли с осреднением по трапециям 5ox5o все доступные сейсмические данные о мощности земной коры. В труднодоступных и отдаленных, а потому и малоисследованных районах мира, таких как высокогорные районы Средней, Малой и Южной Азии, Кордильеры и Анды Америки, Антарктида, Гренландия и др. сейсмических данных о мощности земной коры не имеется. Поэтому оценки глубин поверхности Мохоровичича получены по рельефу или гравитационным аномалиям с использованием корреляционных соотношений между мощностью земной коры, топографией и аномалиями Буге. В каждой трапеции определена глубина поверхности Мохоровичича путем осреднения всех имеющихся в ней данных. Вся картографическая сеть Земли содержит 2592 пятиградусные трапеции. Та их часть, в которой содержатся данные о мощности земной коры, составляет около 80% поверхности Земли. Приводится сводка этих трапеций. По значениям глубин границы М в каждой трапеции построена карта глубин поверхности М с сечением изолиний 5 км. Сделаны оценки надежности полученных данных.

Для изучения недр Земли весьма существенным является вопрос о строении земной коры, одним из параметров которого является ее толщина.

Для ее определения необходимо привязаться к ее значениям, определенным наиболее прямым способом. Таковыми определениями являются определения значений толщин коры сейсмическим образом.

Определения толщины земной коры сейсмическими методами началось после того, как югославский геофизик Мохоровичич в 1907 г., изучая сейсмические волны от землетрясения, обнаружил резкое увеличение скорости волн на определенной границе в недрах Земли. Эта граница получила название границы раздела (или поверхности) Мохоровичича (М) и считается нижней границей земной коры, отделяющей сиалические породы коры от ультраосновных пород верхней мантии.

Сейсмические исследования земной коры на континентах стали развиваться в 20-х годах, в океанах - в 40-х годах ХХ в. Первые работы на морях по методу преломленных волн выполнялись с использованием двух судов - одно дрейфовало со спущенным кабелем с гидрофонами, второе двигалось по прямой линии, подрывая заряды взрывчатки. В 60-е годы регистрирующий корабль был заменен радиотелеметрическим звуковым буем, а в 70-е - многокомпонентным океаническим донным сейсмографом (ОДС). Метод глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) был основан на принципе корреляционного метода преломленных волн (КМПВ), когда используются системы встречных и нагоняющих годографов, обеспечивающих прослеживание заданных волн вдоль профиля и их выделение как в первых, так и в последующих вступлениях.

Наиболее существенные изменения в методике и технике работ по ГСЗ произошли в конце 60-х - начале 70-х годов. До этого периода в качестве источников сейсмических волн использовались взрывы. Зарубежные исследователи применяли системы наблюдений с 1-2 регистрирующими станциями и с получением 2-сторонних и встречных годографов длиной 50 - 100 км. Разрез представлялся в виде скоростной колонки с однородными слоями. Эту методику называли "стандартной".

Русские (советские) экспедиции, наряду с подобными, стандартными, проводили и существенно более детальные наблюдения, применяя несколько регистрирующих станций для получения систем встречных и нагоняющих годографов по сети профилей, пересекающих различные морфоструктуры дна. Так в период Международного геофизического года (1957 - 1968 гг.) была исследована северо-западная часть зоны перехода от Азиатского континента к Тихому океану с выходом на краевые части собственно океанического ложа [3].

Введение пневмоисточников позволило уплотнить системы, сократить расстояния между точками наблюдений. Появившиеся радиобуи и донные станции заменили наблюдающие корабли и облегчили получение более полных систем годографов. Пневмоисточники, излучающие колебания более высокой частоты, чем взрывы, в совокупности с большей плотностью наблюдений, позволили прослеживать волны в последующих вступлениях. Это обеспечивало достижение той же глубинности исследований при более коротких, чем со взрывами, годографах. Регистрация отраженных и преломленных волн в последующих вступлениях и анализ динамических параметров записей позволили выявлять более тонкие детали строения среды: большее количество слоев в разрезе, зоны пониженных скоростей, градиенты изменений скорости с глубиной и т.д.

В последнее время развиваются морские сейсмические исследования с применением ОДС. Сейсмоприемники, установленные на дне океана, показывают большую точность определения глубины границы М под океаном, чем приемники в буксируемой сейсмической косе.

При морских работах с использованием плавучей сейсмокосы точность регистрации первых вступлений будет меньше, поскольку при прохождении волн через водную толщу происходит рассеивание сейсмической энергии. При работе на суше также происходит рассеивание и поглощение энергии сейсмических волн в слоях земной коры, поэтому при ГСЗ на суше требуется производство мощных взрывов, и оценка точности определения глубины М весьма затруднительна.

В последующие годы широкое развитие получили работы по методу МОВ-ОГТ и так называемые "мантийные" профили с длиной годографа порядка 600 - 2000 км. Отражения от границы Мохоровичича, получаемые при МОВ-ОГТ, обеспечивают новую информацию о характеристиках земной коры и самой поверхности Мохо. Это касается как морфологии и природы границ, так и характера и размеров латеральных микронеоднородностей. Наблюдения с длинными "мантийными" годографами освещают особенности глубинных зон тектоносферы и представляют интерес, например, для сравнения главных геоструктур Земли - континентов и океанов. Но все эти наблюдения выполнены пока в малых объемах.

Точность определения глубины границы М сейсмическими методами зависит, главным образом, от двух факторов: 1) от точности регистрации первых вступлений сейсмических волн от данной границы и 2) от точности координатной привязки сейсмических пунктов и профилей.

В некоторых публикациях [53,55] дается оценка точности регистрации первых вступлений донными сейсмографами: средняя квадратическая ошибка не превышает 0.15 с, что при скорости продольных волн 8.0 км/с соответствует ошибке определения глубины границы М (1.0 - 1.2) км. В работе [65] приводится средняя квадратическая ошибка регистрации вступлений обменных волн P_mP и P_n от границы М 0.066 с. При скорости 8.3 км/с ошибка определения глубины М будет 0.5 км (на профиле широкоугольной сейсмики). В целом же принято считать, что точность определения глубин поверхности Мохоровичича составляет (при оптимальных условиях исследований) около 5%. С появлением спутниковой навигации точность сейсмических наблюдений значительно повысилась, стало возможным решать различные геофизические задачи с разной степенью детальности.

Точность геодезической привязки в настоящее время может быть достигнута весьма высокая (десятки или даже единицы метров). Поскольку в данной работе используются сейсмические данные, осредненные по трапециям 5⁰ х 5⁰, то даже привязка с точностью до 1км не играет существенной роли. В данном случае более существенным является факт, что при таком осреднении в один квадрат могут попасть сейсмические пункты, выполненные на суше и на море, над рифтовым ущельем и над подводным хребтом и т.д. В таких случаях приходится осреднять значения глубин М, значительно отличающиеся друг от друга, что, конечно, уменьшает степень достоверности полученных результатов.

Кроме того, исследования последних лет показали, что граница М не всегда является границей I рода (т.е. поверхностью с резким перепадом скоростей). Во многих случаях это переходная зона, мощность которой изменяется от 2 до 8-10 км [17]. Для платформенных областей мощность этой зоны не превышает 2 км, а под горно-складчатыми сооружениями она достигает 8 км, и волны от границы М приходят слабые, малоинтенсивные. Таким образом, в некоторых случаях точность определения глубины М может быть весьма низкой или неопределенной.

Одной из первых работ, обобщающих все имеющиеся сейсмические данные о глубинах границы М, является монография Г.З.Гурария и И.А.Соловьевой [6], в которой авторы приводят данные ГСЗ по всей Земле, накопленные к тому времени. В работах последних лет встречаются данные, совпадающие с данными этих авторов, но есть и более свежие, уточняющие.

В настоящей статье впервые обобщены все доступные сейсмические данные о мощности земной коры, осредненные по 5-градусным трапециям. Однако в некоторых труднодоступных (а поэтому и малоисследованных) районах Мира, таких как высокогорные районы Средней, Южной и Малой Азии, в Андах Южной Америки, во внутренних районах Антарктиды и Гренландии не имеется до сих пор сейсмических определений толщины земной коры. Поэтому оценки глубин границы Мохоровичича получены по рельефу или гравитационным аномалиям с использованием корреляционных соотношений между мощностью земной коры, топографией и аномалиями Буге. Так, например, оценки глубин поверхности Мохо в горах Памира, Гиндукуша, Гималаев, а также целиком на Антарктический континент получены именно такими методами. И на карте Евразии [12] многие изолинии проведены штриховой линией.

Вся картографическая сеть Земли содержит 2592 трапеции 5⁰х5⁰. Та их часть, в которой имеются данные о мощности земной коры, составляет около 80% поверхности Земли (рис.1). Эти данные могут быть использованы при интерпретации региональных аномалий силы тяжести с целью оценки влияния земной коры на общее гравитационное поле Земли. Эти данные далее рассматриваются по регионам.
  

На акваторию Тихого океана укладывается 889 трапеций 5^О х 5^О, в пределах: 70^Ос.ш. - 80^Ою.ш. и 100^Ов.д. - 180^Ов.д. - 55^Оз.д. Из них на долю северного полушария приходится 373 трапеции, а в южном полушарии их 516.

Первые сводные данные ГСЗ о строении земной коры Тихого океана были представлены в 1956 г Р.Райтом [54]. По мере накопления материалов появился еще ряд работ [10,20], где в табличной форме были собраны результаты по Тихому океану до 1976 г. В виде скоростных колонок данные ГСЗ по океану были представлены на тектонической карте Тихого океана [19], в обобщающей работе Г.Вулларда [64], а по северо-западной части океана в атласе Хейса [24].

Анализ и обобщение данных ГСЗ по Тихому океану проводились и далее. В порядке подготовки Геолого-геофизического атласа Тихого океана [16] была составлена сводка данных ГСЗ по глубинному строению земной коры океана, начиная с первых работ в 1948-1950гг до начала 80-х годов [3]. Приведены таблицы скоростей и мощностей слоев земной коры, параметров границы Мохоровичича, а также рисунки сейсмических разрезов по более детальным исследованиям. Приведены схемы районирования земной коры Тихого океана по различным параметрам: по глубинам Мохоровичича, по отдельным слоям коры, граничным скоростям и т.п. Отличительной чертой каталога является включение в таблицы сведений о методике наблюдений.

Каталог опубликован в 1987 г и насчитывает 817 пунктов и отдельных профилей. К сожалению, из общего числа последних, глубины Мохоровичича получены лишь на 50-60% всех определений. Этот каталог, насчитывающий сегодня свыше 900 пунктов ГСЗ (МОВ-ОГТ) и отдельных профилей, подготовлен для опубликования в вышеупомянутом Геолого-геофизическом атласе Тихого океана.

Всего к настоящему времени на акватории Тихого океана отработано более 1000 профилей ГСЗ, их общая длина превышает 65 тыс. км, средняя плотность наблюдений составляет 5-6 профилей на 1 млн. км². Густота профилей, конечно, неравномерная: северное полушарие океана изучено лучше (70% всех наблюдений), на долю южного полушария океана приходится 30%. Однако профили расположены так, что в пределах большинства морфоструктур дна имеется хотя бы несколько наблюдений. Это позволяет рассматривать сеть наблюдений как некоторую, хотя и весьма редкую, рекогносцировочную сеть, позволяющую сравнивать особенности строения земной коры отдельных геологических провинций Тихого океана.

На основании всех этих данных (материалов) Г.И.Семеновой составлена карта глубин поверхности Мохоровичича на всю акваторию Тихого океана, масштаб карты 1 : 30 000 000, сечение изолиний 5 км.

Составление такой карты является большим событием в истории исследований глубинного строения коры и мантии океанов. Впервые для такой акватории, как Тихий океан, по всем имеющимся данным, приведенным в единую систему, по единой методике составлена карта мощности земной коры. Это позволяет связывать статистические данные о латеральных изменениях сейсмических параметров крупных комплексов земной коры с латеральными изменениями ее свойств и строения.

Анализ имеющегося массива данных ГСЗ по Тихому океану за период с начала работ (50-е годы) и до 90-х годов показывает:

1) Тихий океан изучен методами ГСЗ крайне неравномерно. В северном полушарии исследования сконцентрированы в северо-западной (у берегов Азии и Австралии), в северо-восточной (у берегов Америки) частях, на Гавайско-Императорском хребте, поднятии Шатского и Восточно-Тихоокеанском поднятии, в Филипинском море;

2) мало изучены сложно построенные Центральная, Меланезийская и Перуанская котловины, а также ряд крупных участков Северо-Западной котловины;

3) совсем не изучены обширные области юга Тихого океана, не говоря уже о приантарктичнских водах.

Вышеупомянутая карта Г.И.Семеновой, а также дополнительные отдельные измерения осреднены по трапециям 5^O х 5^O (рис.1). Конечно, интерполяция наблюдений на большие расстояния (несколько тысяч км) дает лишь первое представление о мощности и характере земной коры. Поэтому на карте глубин поверхности Мохоровичича, составленной нами по трапециям 5^O х 5^O, такие районы показаны штриховой линией (рис.2).

Обширные котловины Тихого океана характеризуются глубинами поверхности Мохоровичича 10-15км. Прогибы в рельефе границы Мохо с глубиной 25 км (Алеутский, Курильский, Филиппинский, Сулавеси, Лорд-Хау) соответствуют молодым островным дугам или подводным хребтам мезо-кайнозойского возраста, наиболее распространенным в западной переходной зоне Тихого океана [13].

В Западно-Тихоокеанской переходной зоне глубины поверхности М изменяются в широких пределах: от 5-10 до 35-40 км. Изолиниями 15-20 км выделяется целый ряд котловин, приуроченных к окраинным морям (Беринговому, Охотскому, Японскому, Восточно-Китайскому, Южно-Китайскому и др.). Внутри этих морей, в свою очередь, выделяются поднятия, возвышенности, хребты, где поверхность Мохо погружается до 30-35 км.

Западная переходная зона протягивается от Берингова моря до Тасманова моря примерно на 10 000 км, ширина ее составляет: в северной части около 1500 км, в южной - около 3000 км. Эта переходная зона характеризуется спецификой не только земной коры, но и литосферы и мантии до глубин 500-700 км.

В восточной части океана, у берегов Северной и Южной Америки граница Мохоровичича, имеющая глубины 10-15км, резко погружается до 20-25 км в узкой зоне шельфа и уходит на глубину 30-35км под материком.

На юге Тихого океана подошва М с глубинами 10-15км под котловинами также резко погружается до 20-25 км у берегов Антарктиды и уже на небольшом расстоянии от берега уходит на глубину 30-35 км.

Восточно-Тихоокеанское поднятие оконтуривается изолинией 10 км, поднятие Шатского, Гавайско-Императорский хребет отмечаются изолиниями 15 км.
  

Атлантический океан (в пределах 65⁰с.ш. - 60⁰ю.ш.; 65⁰з.д. - 0 - 20⁰в.д., т.е. от широты Исландии до Антарктики) охватывает 306 5-градусных трапеций, из них в 211 трапециях имеются сейсмические данные о глубине поверхности М, что составляет примерно 66% акватории океана.

Основным источником сейсмических данных о глубине М в Атлантике является "Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана" [15]. Таблица сейсмических данных, помещенная в этом атласе, содержит 316 сейсмических пунктов, определенных до 1986 года. Позднее были опубликованы работы [7,23], посвященные исследованиям на Анголо-Бразильском геотраверсе в 1980-1984 гг. и по программе ALISE (Ангольский литосферный сейсмический эксперимент). Работы велись по методу ГСЗ с использованием донных сейсмографов. Эти исследования охватывают приэкваториальную часть Атлантического океана.

В работе [39] приводятся данные, полученные методом многоканальной сейсмики в 1988 г. на судне "Текс Май" на Атлантической окраине США. При этих исследованиях также использовались донные сейсмографы и гидрофоны.

Мощность земной коры в котловинах Атлантического океана (считая от уровня моря) небольшая, типичная для океанов (8 - 12 км). Некоторые утолщения коры наблюдаются в районах островов: Азорских, Канарских, Баллени и др. (15 - 17 км). В переходных от океана к континентам областях кора утолщается до 15 - 20 км, а в Карибском море и Мексиканском заливе она достигает 25 - 30 км.

Существует заметное различие в глубинном строении Северной и Южной Атлантики. В южной части Атлантического океана кора в среднем толще, чем в северной. Даже в котловинах Южной Атлантики глубина М достигает иногда 14-15 км, а в районах плато Рио-Гранде и Китового хребта она доходит до 17-19 км. При этом следует отметить, что Южная Атлантика сейсмически изучена меньше, чем Северная.

Акватория Индийского океана (25⁰с.ш. - 60⁰ю.ш.; 20⁰в.д. - 120⁰в.д.) занимает 247 трапеций 5⁰ х 5⁰, из которых 133 трапеции обеспечены сейсмическими данными о глубине М (около 54%). Эти данные опубликованы в Геолого-геофизическом атласе Индийского океана [2]. Таблица этого атласа содержит 92 сейсмических пункта. В атласе приведена также карта глубинного строения земной коры и верхней мантии, составленная по материалам экспедиций Национального института океанографии и Кембриджского университета (Великобритания), Геологической лаборатории Ламонт-Доэрти и Скрипсовского океанографического института (США), Института океанологии им. П.П.Ширшова АН СССР, а также организаций Австралии, Индии, ФРГ, ЮАР. Карта включает данные, имевшиеся на 1968 год. Основной объем исследований был выполнен с применением одного или двух судов, радиобуев и донных сейсмографов, что позволило получить встречные годографы преломленных волн от основных слоев земной коры.

Методика наблюдений и интерпретации на различных профилях не были вполне идентичными. В случае встречных годографов данные соответствуют строению строению коры под средней точкой профиля, для расходящихся годографов - строению под общей точкой регистрации, для одиночных - под точкой регистрации в предроложении горизонтально-слоистой среды. Оценка точности наблюдений в атласе не приводится. Следует полагать, что ошибка в интерпретации вступлений сейсмических волн будет наименьшей в случае встречных годографов, наибольшей - в случае одиночных годографов. В работах [11; 14] опубликованы карты глубин М, построенные, по-видимому, по данным из Геолого-геофизического атласа.

Эти немногочисленные данные показывают, что глубина М в котловинах Индийского океана изменяется от 7 до 14 км, в зонах, переходных к материкам Африки, Азии и Австралии, она возрастает до 30-35 км. Заметное увеличение мощности коры наблюдается в районе плато Кергелен (15-20 км).

Более поздние исследования земной коры Индийского океана описаны в монографии О.М.Русакова, Ю.П.Непрочного, В.И.Старостенко и др. [18]. Здесь приведены результаты экспедиционных работ на судах ИО АН СССР, Института геофизики АН УССР, Мингео и Мингазпрома СССР, полученные за период с 1973 по 1984 гг. В этих экспедициях выполнено более детальное исследование геоструктур Индийского океана. Сейсмическими методами (ГСЗ, НСП, МОВ-ОГТ) получены данные о мощности и стратиграфии земной коры. Большинство этих данных попадает в те 5-градусные трапеции, которые уже заполнены осредненными значениями глубины М, причем совпадают с ними с точностью 1-2 км.
  

Данные о глубинах залегания границы М для Евразии были опубликованы в виде карты масщтаба 1 : 15 000 000, составленной под руководством Н.Я.Кунина [12]. Авторы не приводят величин ошибок определения значений глубин М, но дают прогнозные аномалии в изолиниях, нарисованных пунктиром.

Степень обоснованности приведенных величин можно оценить, рассмотрев вопрос о сейсмической изученности данной территории методом ГСЗ. Мы располагаем такими сведениями для территории СНГ и Прибалтики [1].

За время проведения работ по ГСЗ на этой территории было выполнено 208 профилей общей протяженностью 67.5 тысяч километров. Наибольшая плотность наблюдений, 5 км и более профилей ГСЗ на 1000 км² территории, достигнута на Украине, Кавказе и в Предкавказье, в Средней Азии, на акваториях Черного, Каспийского и Охотского морей. В целом на рассматриваемой территории средняя плотность наблюдений едва достигает 2 км на 1000 км² территории, так как Урал и Сибирь пересечены лишь единичными профилями, а центральные и северные районы Европейской части территории СНГ, Восточная Сибирь и Дальний Восток, все северные и северо-восточные моря, Северный Ледовитый океан изучены методом ГСЗ еще хуже.

Приводим таблицу распределения степени изученности по регионам.
 

Общая длина разрезов по границе М на всех профилях составляет 48 800 км, т.е. примерно 70% от их общей длины.

Приведем для сравнения также распределение профилей ГСЗ для всего мира (табл.2). Оно также весьма неравномерно.
 

Таким образом, из таблиц, приведенных выше видно, что карта глубин границы М достаточно хорошо обеспечена для Западной Европы, Юга Европейской части России, Украины, Кавказа, Средней Азии, Казахстана, Черного, Каспийского и Охотского морей и Предуралья.

Для остальной части Евразии, по-видимому, сделан прогноз с использованием регрессионных зависимостей, интерполяции и даже экстраполяции.

Точность такого прогноза определяется дисперсией облака точек для статистических зависимостей глубин залегания границы М и аномалий силы тяжести или высот рельефа. Таковая дисперсия достаточно велика и составляет 7-10 км, а для платформ или океанических плато статистические зависимости и вовсе исчезают.

Есть еще один способ оценки точности. Он требует наличия нескольких независимых групп данных на один и тот же регион и заключается в оценке их внутренней сходимости. Такая оценка была сделана для тех трапеций на территории Евразии, для которых после выхода в свет, использованной нами карты в публикациях появились новые данные о глубинах М для Евразии [21,35,36,45,48,50,51,53,56,60]. Результат подобной оценки дан на рис.3.

Из рис.3 видно, что на всей рассматриваемой территории за исключением Карпатской дуги, Паннонской депрессии, Балканского полуострова и Эгейского моря внутренняя сходимость данных хорошая. На рис.1 для всей Евразии взяты наиболее свежие данные.

Материк Евразии (5⁰с.ш. - 80⁰с.ш.; 10⁰з.д.- 0 -175⁰з.д.) занимает 284 5⁰х5⁰ трапеции, из которых данные о глубинах М отсутствуют в 19, а из остальных примерно в 15% данные прогнозные. В основном ненадежные данные приходятся на территорию южной и юго-восточной Азии.

Земная кора Евразии типично континентальная, за исключением средиземноморского и дальневосточного регионов, где толщины коры меняются от 25 до 35 км. Характерные для этого материка величины толщин коры от 40 до 50 км. В горных странах центральной Азии мощности коры имеют величины еще большие и достигают 70 км в районе Тибетского плоскогорья и Гималаев.
  

Материк Северная Америка (10⁰с.ш. - 70⁰с.ш.; 60⁰з.д. - 170⁰з.д.) занимает 132 5-градусные трапеции. Сейсмические данные о глубине М имеются в 118 трапециях, что составляет 89% территории материка. Основное количество этих данных приходится на территорию США. Они опубликованы в работе [11], а также в работах американских исследователей [25; 41] и др. В первой из этих работ дается глубина М в США (считая от уровня моря) с сечением изолиний через 5 км. Во второй работе приводятся карты мощности земной коры для западной части США, а также карта аномальной мощности коры и карта мантии на глубине 100 км. Кроме того, приведен генеральный гипсометрический профиль от разлома Сан-Андреас через Великую долину, Сьерра-Неваду, Великий Бассейн, южную часть впадины Севьер, пояс Сент Джордж, плато Колорадо и Скалистые горы. Вдоль этого профиля имеются также сейсмические данные о глубине М.

Для территории Канады и Мексики данные имеются в монографии Н.Я.Кунина [12], а также в статье [65], где приведен профиль широкоугольной сейсмики в районе севернее оз. Онтарио, на котором глубина М определена с точностью до 0.5 км. Имеется ряд работ, в которых приведены сейсмические данные о толщине земной коры на о. Ньюфаундленд [40;49,;55]. Такие же данные по региону Аляски имеются в работах [27;44;28].

Земная кора Северной Америки типично континентальная, мощностью от 35 до 50 км. Лишь на территории стран Латинской Америки она уменьшается до 25-30 км.
  

Территория Южной Америки (10⁰с.ш. - 55⁰ю.ш.; 35⁰з.д. - 80⁰з.д.) содержит 67 5-градусных трапеций, из которых 56 имеют сейсмические данные о глубине М (84%). Эти данные получены, главным образом, путем интерпретации вступлений сейсмических волн от землетрясений. В работах [42,52] рассматриваются сейсмические данные о мощности коры и литосферы в центральной части Перу и региональный сейсмический профиль протяженностью 800 км от Перуанской впадины в Тихом океане через Кордильеры до Восточного Перуанского бассейна. Вступления волн регистрировались в 1985 году станциями Мировой сейсмографической сети в Перу, Боливии, Чили и Аргентине.

В статье [63] приведен сейсмический профиль через Аргентинские Анды. Все эти данные были, по-видимому, использованы и в работе [14].

Наибольшая мощность земной коры отмечен в западной части Южной Америки, в области Кордильер - от 50 до 65 км. В других районах континента кора имеет мощность от 30 до 40 км, в районе Огненной Земли мощность земной коры составляет 25 - 30 км.
  

Африканский материк (40⁰с.ш. - 35⁰ю.ш.; 20⁰з.д. - 0 - 50⁰в.д.) охватывает 117 трапеций 5⁰ х 5⁰. Сейсмические данные о глубине М имеются в 69 трапециях, что составляет около 60 % территории Африки.

Наиболее активные сейсмические исследования были выполнены в Восточной Африке, в районе Кенийского рифта, по программе KRISP (Kenya Rift International Seismic Project) до 1989 года. Результаты этих исследований по методу ГСЗ обобщены в работах [34,46,58] и др. Следует отметить, что в районе Кенийского рифта и рифтовой зоны Красного моря даже осредненные по трапециям 5⁰ х 5⁰ значения глубин поверхности М изменяются в широких пределах (от 8 до 45 км), образуя очень крупные градиенты (значения 8 и 10 км в юго-восточной части Красного моря взяты из Атласа Индийского океана)ю Поэтому мы вынуждены были провести здесь изолинии глубин М не через 5, а через 10 км, оборвав изолинии 15, 25 и 35 км. Аномальное строение коры и верхней мантии в рифтовых зонах создает определенные трудности в интерпретации вступлений сейсмических волн, вследствие чего результаты этой интерпретации могут быть весьма сомнительными и неопределенными. Данные о глубине М в Южной Африке приведены в работе [6].

Толщина земной коры в Африке изменяется в среднем от 20 до 50 км. Наименьшая мощность коры (18-20 км) отмечена у северо-восточного побережья Африки, наибольшая (50 км) - в южной части континента. Вся Центральная Африка до сего времени является белым пятном в смысле сейсмической изученности.
  

Самый малый по площади континент Земли - Австралия (10⁰ ю.ш. - 40⁰ ю.ш.; 110⁰ в.д. - 155⁰ в.д.) - охватывает 375-градусных трапеций. Карта мощности земной коры, представленная в работе [14], покрывает весь континент, что позволяет считать все 37 трапеций заполненными сейсмическими данными о мощности коры. В работе [6] приведены данные в 11 пунктах ГСЗ в Австралии. Н.Я.Кунин [11] приводит обобщенные данные о мощности земной коры для основных геоструктур Австралии. Наибольшая мощность коры отмечена в Северо-Австралийском кратоне (55-60 км) и в Центрально-Австралийской подвижной зоне (55 км, из которых 14 км занимают осадки). На щите Йилгарн кора имеет мощность 40-50 км; в Южно-Австралийском кратоне 35-50 км; на щите Пилбара 27-30 км.

Средняя мощность коры на островах Новой Зеландии составляет 25-29 км.

Арктический бассейн с островами Гренландия, Шпицберген, Канадский архипелаг и др. заключен между 65⁰с.ш. - 90⁰с.ш. и 180⁰з.д. - 0 - 180⁰в.д. Сюда же входят северные части Канады, Скандинавии, России и Исландии. Все это пространство занимает 360 трапеций 5⁰х5⁰, причем в околополюсной области трапеции трансформируются в треугольники. Данные о глубине М (или о мощности коры) имеются в 260 трапециях, что составляет около 72% всей площади Арктики.

Данные о глубине М в Северном Ледовитом океане и прилегающих морях содержатся в работах отечественных исследователей [4,8,22] и др., а также в публикациях американских, канадских и др. геофизиков. Например, в работах [33;43] приводятся результаты сейсмических работ на американских дрейфующих станциях "Фрам-1" (1979) и "Фрам-2" (1980 г.); в работе [47] - результаты исследований приполярной области (85⁰с.ш. - 90⁰с.ш.), а также в Канадском Арктическом бассейне и на хребте Ломоносова. Изучение хребта Ломоносова проводилось и на специальной дрейфующей станции LOREX (Lomonosov Ridge Experiments) в 1979 г. [59]. В 1991-92 гг. выполнялись работы юго-западнее Гренландии [29,31]. В 1988 г. на германском ледокольном НИС "Полярштерн" были выполнены сейсмические исследования по методу ГСЗ с использованием ОДС на восточном шельфе Гренландии. Несколько сейсмических станций были размещены на берегу Гренландии и ближайших островах. Значения глубин М на шельфе получены равными от 11 до 24 км, на суше - 34 км [62]. В центральных частях Гренландии сейсмических работ до сего времени не было.

В работе [61] приведены данные о глубине М в районе хребтов Мона, Книповича, Айжир и в Лабрадорском море, а в статье [30] - в центральной части острова Шпицберген. В работе [57] приводятся два сейсмических профиля через Канадский Арктический Архипелаг.

Глубина границы М в Северном Ледовитом океане изменяется от 9 до 35 км, причем наибольшая глубина М отмечена под складчатыми хребтами типа хребта Ломоносова. Глубина до 38 км зарегистрирована в районе о-вов Шпицберген, Новая Земля и др. В области Канадского архипелага она достигает 40 км, а в северной части Евразии - до 45-46 км.
 

Антарктика - это область, заключенная между 60⁰ю.ш. - 90⁰ю.ш. и 180⁰ з.д. - 0 - 180⁰ в.д. К ней относится континент Антарктида и прилегающие моря с рядом островов.

Данные о глубинах залегания поверхности Мохоровичича в Антарктике являются по-существу прогнозными. Ситуация с сейсмическими данными, к которым привязан прогноз, плохая.

За все время проведения геофизических исследований в Антарктиде было выполнено всего 8 профилей ГСЗ. Все они находятся в прибрежных районах. Приводим сводку профилей ГСЗ.
 

Кроме того, в 1972 году [26] английскими исследователями был выполнен профиль ГСЗ в районе работ польской экспедиции в проливе Брансфилд. Он дал значение глубины залегания границы М в районе Южных Оркнейских островов 21 км, что противоречит польским результатам (32 км). В наших прогнозных расчетах мы использовали более поздние результаты (польская экспедиция) [38]. Авторы нигде не приводят ошибки определения глубин М. Обычно метод ГСЗ на суше дает точность порядка 2км. В Антарктиде точность сейсмических методов ниже из-за наличия ледового щита и ее можно оценить величиной от2 до 5км, т.е. порядка 8%.

Кроме того, в работах итальянской экспедиции в рамках PNRA (National Antarctic Research Programme) производилось площадное сейсмическое профилирование методом МОВ-ОГТ в районе моря Росса [32].

Они получили оценки глубины залегания границы М для впадин 19-22 км и для поднятий до 28 км, что вполне согласуется с результатами американских исследователей, упомянутыми выше. Точность итальянских определений глубин М, по-видимому, несколько выше (порядка 1-2км) или примерно 5-8%.

Для всей Антарктики глубины поверхности М получены по гравитационному полю, используя корреляцию между аномалиями силы тяжести в редукции Буге и вышеописанными глубинами М, определенными по сейсмическим данным на Антарктическом побережье [5,37].

Точность определения регрессионных соотношений между аномалиями силы тяжести и глубинами залегания границы М была порядка 20-15%. С учетом того, что в центральной части Антарктического континента сейсмические определения отсутствуют, и общее число их в Антарктике невелико, мы определяем оценку точности как 20% или порядка 10 км.

Эти прогнозные глубины М рассчитывались для области, представляющей из себя квадрат 6670км х 6670 км с центром на Южном полюсе. Расчетная сетка представляла собой разбиение этой области на маленькие квадраты 111 км х 111 км. Значения глубин М приписывались центрам квадратов.

Полученные значения необходимо было привести к географической сети 5⁰ ґ 5⁰, привязанной к Гринвичскому меридиану, в которой были представлены все остальные данные о глубинах М для земного шара.

Для этого было выполнено осреднение по 5-градусным трапециям. Это осреднение было достаточно обеспечено статистикой (рис.4) и, по-видимому, не оказало сильного влияния на ошибку определения значений глубин М. На рис.4 дано число прогнозных значений глубин М, использованных при осреднении, для каждой трапеции 5^O x 5^O . Наименьшее число точек участвовало в осреднении в области полюса, а наибольшее на максимальном удалении от него. При этом эффект ухудшения статистики в значительной степени гасился тем, что сильно уменьшались площади трапеций.

Таким образом, определение осредненных значений глубин М было наихудшим в районе полюса, где ошибку можно считать близкой к 25-30%, ошибка же их определения при наибольшем удалении от полюса практически полностью определяется ошибкой прогноза и ее можно считать равной 15%.

Был проделан и другой вариант прогноза глубин М для Антарктиды. Он был основан на предположении полной изостатической компенсации континента по схеме Эри. Изостазия предполагает, что гравитационное влияние топографической нагрузки, скомпенсировано плотностными неоднородностями, расположенными выше некоторого уровня, называемого уровнем компенсации. При использовании схемы Эри, эти плотностные неоднородности представляют собой скачок плотности на уровне компенсации. Нами за уровень компенсации принята поверхность М, а изостатическая компенсация по Эри происходит за счет ундуляций глубин М. При определении параметров изостатической модели для привязки использовались сейсмические определения глубин М на Антарктическом побережье. Невязки между значениями глубин М для двух вариантов прогноза была не более 5-7км, что подтверждает наши оценки точности.

На рис.1 приведены глубины поверхности М, полученные по регрессионной зависимости аномалий силы тяжести в редукции Буге и глубинами М.

Характер коры Антарктиды существенно различен для Западной и Восточной Антарктиды. В Восточной Антарктиде кора типично континентальная (величины глубин М - 40-50км). Для горных стран Западной Антарктиды величины глубин М находятся в диапазоне 30-40км, а в областях депрессий Западной Антарктиды кора такая же как в переходных зонах континент-океан (глубины М - 20-35км).

Таким образом, Западная Антарктида по-видимому является не собственно континентом, а скорее континентальной окраиной (окраинные моря с архипелагом островов).

Данные исследования были выполнены как часть работы по проекту РФФИ-94-05-16784 "Земное ядро как источник аномалий в гравитационном и магнитном полях Земли и геодинамических эффектов".

На основе имеющейся наблюдательной и полученной косвенным путем информации о глубинах поверхности Мохоровичича будет проведен анализ этих данных и оценен вклад приповерхностных структур в гравитационное поле Земли.
      

1. Вольвовский И.С., Вольвовский Б.С. Разрезы земной коры территории СССР по данным глубинного сейсмического зондирования //Результаты исследований по международным геофизическим проектам. М.: Сов. радио, 1975, 265 с.

2. Геолого-геофизический атлас Индийского океана //Международная Индоокеанская экспедиция. М.: Изд-во АН СССР и ГУГК СМ СССР, 1975.

3. Глубинное сейсмическое зондирование: данные по Тихому океану. // Материалы Мирового центра данных Б. М.: МГК АН СССР, 1987, 102 с.

4. Грамберг И.С., Волк В.Е., Верба В.В. и др. Глубинное строение земной коры Северного Ледовитого океана // Сов. геология, 1992, №6, с. 47-55.

5. Грушинский А.Н., Грушинский Н.П., Строев П.А. Антарктида - ледяной континент (по геофизическим данным). М.: АО Геоинформ, 1994, 52 с.

6. Гурарий Г.С., Соловьева И.А. Строение земной коры по геофизическим данным. М.: Изд-во АН СССР, 1963, 126 с.

7. Зверев С.М., Ярошевская Г.А., Тулина Ю.В., Павленкова Н.И. Скоростная структура литосферы на восточной части Анголо-Бразильского геотраверса // Результаты исследований по международным геофизическим проектам. Геофизические поля Атлантического океана. М.: МГК АН СССР, 1988, с. 7-23.

8. Киселев Ю.Г. Глубинная геология Арктического бассейна. М.: Недра, 1986, 224 с.

9. Косминская И.П., Семенова Г.И. Изолинии глубин раздела Мохоровичича по данным ГСЗ / Кур. Х.Суехиро // Междунар. геол.-геофиз. атлас Тихого океана. М.: МОК (ЮНЕСКО), РАН, ГУГК РФ, 1996, с. 155-158.

10. Косминская И.П., Семенова Г.И., Родников А.А. Таблица глубинного сейсмического зондирования земной коры // Междунар. геол.-геофиз. атлас Тихого океана. М.: МОК (ЮНЕСКО), РАН, ГУГК РФ, 1996, с. 158-161.

11. Кунин Н.Я. Строение литосферы континентов и океанов. М.: Недра, 1989, 286 с.

12. Кунин Н.Я., Гончарова Н.В., Семенова Г.И. и др. Карта рельефа поверхности мантии Евразии. М.: ИФЗ АН СССР, Мингео РСФСР, 1987.

13. Кунин Н.Я., Семенова Г.И. Основные закономерности строения земной коры и размещение осадочных бассейнов в западной переходной зоне Тихого океана // Результаты комплексного изучения тектоносферы. М.: ОИФЗ РАН, 1993, с. 176-197.

14. Кунин Н.Я., Шейх-Заде Э.Р. Исследование литосферы докритическими отраженными волнами. М.: Наука, 1993, 222 с.

15. Международный геолого-геофизический атлас Атлантического океана. М.: МОК (ЮНЕСКО), Мингео СССР, АН СССР, ГУГК СССР, 1989-1990.

16. Международный геолого-геофизический атлас Тихого океана. М.: МОК (ЮНЕСКО), ГУГК РФ, РАН, НПО "Картография",1996,220 с.

17. Резанов И.А., Файтельсон А.Ш., Краснопевцева Г.В. Природа границы Мохоровичича. М.: Недра, 1984, 219 с.

18. Русаков О.М., Непрочнов Ю.П., Старостенко В.И. и др. Литосфера Индийского океана (по геофизическим данным). Киев: Наукова думка, 1990, 160 с.

19. Тектоническая карта Тихоокеанского сегмента земной коры, масштаб 1 : 10 000 000 /Отв. ред. Ю.М.Пущаровский, Г.Б.Удинцев. М.: ГУГК СССР, 1970.

20. Тихий океан. Геофизика дна Тихого океана /Отв. ред. Г.Б.Удинцев, В.Ф.Канаев. М.: Наука, 1974, 192 с.

21. Трипольский А.А. Западное продолжение Ладожско-Ботнической зоны Балтийского щита по данным ГСЗ. // Геофиз. журнал, Киев: Изд-во НАН Украины, 1995, Т.17, №3, с. 68-72.

22. Тулина Ю.В., Шешелева И.Б., Соколов С.Б. и др. Основные особенности глубинного строения южной части Баренцева моря по данным ГСЗ // Рез-ты иссл. по междунар. геофиз. проектам. Геофизические поля Атлантического океана, М.: МГК АН СССР, 1988, с. 34-51.

23. Чинакаев Р.Г., Нечхаев С.А. Структура земной коры Ангольской котловины по данным многоканального сейсмопрофилирования //Рез-ты иссл. по междунар. геофиз. проектам. Геофизические поля Атлантического океана, М.: МГК АН СССР, 1988, с. 70-75.

24. A geophysical Atlas of the East and Southeast Asian seals / Compiled under the direction of D.E.Hayes. USA: Lamont-Doherty Geol. Obs., 1978.

25. Allenby R.J., Schnetzer C.C. US crustal thickness // Tectonophysics, 1983, Vol.93, №1, p. 13-31.

26. Ashcroft W.A. Crustal structure of the South Shetland Islands and Bransfield Strait // Sci. Rep. Brit. Antarct. Surv., London, 1972, №66.

27. Beandoin B.C. Lower crustal deformation during terrain dispersion along strike-slip faults // Tectonophysics, 1994, Vol.232, №1/4, p. 257-266.

28. Brocher T.M., Fuis G.S., Fisher M.A. et al. Mapping the mega-thrust beneath the northern Gulf of Alaska using wide-angle seismic data // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B6, p. 11663-11685.

29. Chain D., Londen K.E. The continent-ocean crustal transition across the southwest Greenland margin // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B5, p. 9117-9135.

30. Chan W.W., Mitchell B.J. Synthetic seismogram and surface wave constraints on crustal models of Spitsbergen // Tectonophysics, 1982, Vol.89, №1-3, p. 51-76.

31. Clement W.P., Carbonell R., Smithson S.B. Shear wave splitting in the lower crust beneath the Archean crust of southwest Greenland // Tectonophysics, 1994, Vol.232, №1/4, p. 195-210.

32. Del Ben A., Finetti L., Pipan M. et al. Seismic study of the structure, stratigraphy and evolution of the Ross Sea (Anyarctica) // Bull. di Geofisica Teorica ed Applicata, Trieste, 1993, Vol.35, №137-138, p. 9-106.

33. Duckworth G.L., Baggeroer A.B., Jackson H.R. Crustal structure measurements near Fram II in the Pole Abyssal Plain // Tectonophysics, 1982, Vol.89, №1-3, p. 173-215.

34. Gajewski D., Schulte A., Biarch D., Thybo H. Deep seismic sounding in the Turkana depression, northern Kenya Rift // Tectonophysics, 1994, Vol.236, №1-4, p. 165-178.

35. Gallort J., Vidal N., Danobeitia J.J. Lateral variations in the deep crustal structure of the Valencia trough imaged from seismic reflection methods // Tectonophysics, 1994, Vol.232, №1/4, p. 59-75.

36. Garcia-Duenas V., Banda E. et al. A deep seismic reflection survey across the Betic Chain (southern Spain): first results // Tectonophysics, 1994, Vol.232, №1/4, p. 77-89.

37. Groushinsky A.N., Groushinsky N.P., Stroev P.A., Yatsenko E.V. The Earth's crust in Antarctica and the effective relief of the continent // Journ. Geodynamics, 1992, Vol.15, №3/4, p. 223-228.

38. Guterch A., Grad M., Janic T. et al. Seismic studies of the crustal structure in West Antactica, 1979-1980. Preliminary results // Tectonophysics, 1985, Vol.114, p. 411-429.

39. Holbrook W.S., Reiter E.C., Purdy G.M. et al. Deep structure of the US Atlantic continental margin, offshore South Carolina, from coincident ocean bottom and multichannel seismic data // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B5, p. 9155-9178.

40. Hughes S., Hall J., Luetgert J.H. The seismic velocity structure of the Newfoundland Appalachian orogen // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B7, p. 13633-13653.

41. Humphreys E.D., Ducker K.G. Physical state of the western US upper mantle //Journ. Geophys. Res., Vol.99, №B5, p. 9635-9650.

42. James D.E., Snoke J.A. Structure and tectonics in the region of flat subduction beneath central Peru: Crust and upper-crust mantle // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B4, p. 6899-6912.

43. Kristoffersen Y. The Nansen Ridge, Arctic Ocean, some geophysical observation of the rift valley at slow spreading rate // Tectonophysics, 1982, Vol.89, №1-3, p. 161-172.

44. Leander A., Fuis G.S., Wittinger E.S. et al. Seismic images of the Breons Range fold and thrust belt, Arctic Alaska, from an integrated seismic reflection/refraction experiment // Tectonophysics, 1994, Vol.232, №1/4, p. 13-20.

45. Lillie R.J., Bielik M., Balaska V., Plomeron J. Gravity modelling of the lithosphere in the Eastern Alpine - Western Carpatian - Pannonian Basin region // Tectonophysics, 1994, Vol.231, №4, p. 215-235.

46. Magnire P.K.H., Swain C.J., Masotti R., Khan M.A. A crustal and uppermost mantle cross-section model of the Kenya Rift derived from seismic and gravity data // Tectonophysics, 1994, Vol.236, №1-4, p. 217-249.

47. Mair J.A., Forsyth D.A. Crustal structure of the Canada Basin near Alaska, the Lomonosov Ridge and adjoining basins near the North Pole // Tectonophysics, 1994, Vol.89, №1-3, p. 239-253.

48. Makris J., Stobbe C. Physical properties and state of the crust and upper mantle of the Eastern Mediterranian Sea deduced from geophysical data // Mar. Geol., 1984, Vol.55, №3/4, p. 347-363.

49. Marillier F., Hall J., Hughes S. et al. Lithoprobe East onshore-offshore seismic refraction survey - constraints on interpretation of reflection data in the Newfoundland Appalachians // Tectonophysics, 1994, Vol.232, №1/4, p. 43-58.

50. Miller D.J., Christensen N.J. Seismic signature and geochemistry of an island arc: A multidisciplinary study of the Kohistan accreted terrane, Northern Pakistan // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B6, p. 11623-11642.

51. Mokhtar T.A., Mohammed M.A.S. Shear wave velocity structures of the Arabian Peninsula // Tectonophysics, 1994, Vol.230, №1-2, p. 105-125.

52. Norabuena E.O., Snoke J.A. Structure of the subducting Nazca Plate beneath Peru // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B5, p. 9215-9226.

53. Ostrovsky A.A., Fluch E.R., Luosto U. Deep seismic structure of the Earth's crust along the Baltic Sea profile // Tectonophysics, 1994, Vol.233, №3/4, p. 279-292.

54. Raitt R.W. Seismic refraction studies of the Pacific Ocean basin // Bull. Geol. Soc. Am., 1956, Vol.67, №12, p. 1623-1640.

55. Reid J.D. Crustal structure of a nonvolcanic rifted margin east of Newfoundland // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B8, p. 15161-15180.

56. Singh D.D. Shear wave velocity structure over the eastern Indian subcontinent // Tectonophysics, 1994, Vol.230, №1-2, p. 127-134.

57. Sobczak L.W., Weber J.R. Crustal structure of Queen Elizabeth islands and polar continent margin, Canada // Earth Phys. Branch Contr., 1973, №463, p. 1-15.

58. Swain C.J., Magnire P.K.H., Khan M.B. Geophysical experiments and models of the Kenya Rift before 1989 // Tectonophysics, 1994, Vol.236, №1-4, p. 23-32.

59. Sweeney J.F., Weber J.R., Blasco S.H. Continental ridges in the Arctic Ocean: LOREX constraints // Tectonophysics, 1982, Vool.89, №1-3, p. 217-237.

60. Vanossi M., Perotti C.R., Seno S. The maritime Alps arc in the Ligurian and Tirrhenian systems // Tectonophysics, 1994, Vol.230, №1-2, p. 75-89.

61. Vogt P.R., Kovacs L.C., Bernero C., Srivantava S.P. Asimmetric geophysical signatures in the Greenland-Norvegian and southern Labrador seas and the Eurasia basin // Tectonophysics, 1982, Vol.89, №1-3, p. 95-160.

62. Weigel W., Fluh E.R., Viller H. tn al. Investigation of the East Greenland continental margin between 70⁰ and 72⁰N by deep seismic sounding and gravity studies // Mar. Geophys. Res., 1995, Vol.17, №2, p.167-199.

63. Whitman D. Moho geometry beneath the eastern margin of the Andes, northwest Argentina, and its implications to the effective elastic thickness of the Andean foreland // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B8, p. 15277-15289.

64. Woolard G.P. The interrelationships of crustal and upper mantle parameter values in the Pacific // Rew. of Geophys. and Space Phys., 1975, Vol.13, №1, p. 87-137.

65. Zolt C.A., Forsyth D.A. Modelling wide-angle seismic data for crustal structure: Southeastern Grenville Province // Journ. Geophys. Res., 1994, Vol.99, №B6, p. 11687-11704.