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.