Antarctic Master Directory (AMD)

База даних по Антарктиці: атмосфера, біосфера, поверхня, океани та ін.

База даних Antarctic Master Directory (AMD)

NASA Earth Observatory

Звіти NASA, отримані за допомогою дистанційного спостереження за територією України.

Вулкани Антарктики

Детальніша інформація про вулкани на сайті Global Volcanism Program

Вулкани в Антарктиці

Вулкани Арктики

Вулкани в Арктиці

Назва вулкану	Координати
	широта	довгота
1. Підводний вулкан хребта Ломоносова	88.27°N	65.60°W
2. Підводний вулкан хребта Гаккеля	88.27°N	85.00°E

Вулканічна активність у світі

Інтерактивна карта вулканічної активності:

Карта на сайті Global Volcanism Program

Дистанційний Геотермічний Метод

Презентація по Дистанційному Геотермічному Методу НДЦ Екологічної безпеки РАН

У форматі MS Power Point

Публікації з геотермії

Публікації

Розрахунок глобального теплового потоку

Дані про глобальний тепловий потік у текстовом форматі:

GLOBAL_HF

Тепловий потік в Антарктиці

Дані про обміряні значення теплового потоку в Антарктиці

Опис формату даних

Тепловий потік в Арктиці

Тепловий потік в Арктиці

Дані про обміряні значення теплового потоку в Арктиці

Опис формату даних.

Тепловий потік по Україні

Карта густини теплового потоку

Карта розподілу температур на глибині 3000м

Карта розподілу температур на глибині 1000м

Геофізичне дослідження свердловин

Гравіметричні вимірювання Антарктики (публікації)

Каталоги обміряних значень і карти гравітаційного поля та його аномалій (публікації)

• Буланже Ю.Д., Aвсюк Ю.H., Kлюшнева M.Б. Kаталог гравиметрических определений в Aнтарктиде. /3139 пунктов, по 1960 год/.- Институт Физики Земли AH CCCP, Mосква, 1962.
   
• Грушинский H.П., Kорякин E.Д., Cтроев П.A., Лазарев Г.E., Cидоров Д.B., Bирская H.Ф. Каталог гравиметрических пунктов Aнтарктики. /1955-1965 гг., 5493 пункта/.- B кн.: Tруды ГАИШ, т.42 (B.B.Hестеров, отв. ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1972, стр. 115-311.
   
• New Zealand Observations of Gravity in Antarctica during 1956/57, 1957/58 Summer Seasons. /Catalogue, 204 Stations/.
   
• Bull C.
  Gravity Observations in the Koettlitz Glacier Area, Southern Victoria Land, Antarctica. /With Map, Scale 1:300 000/.- Institute of Polar Studies, Ohio State University, Contribution N15, Columbus, 1962.
   
• Valores de Gravedad Observada. Desde Base General Belgrano Hasta el Polo Sur. /Catalogo, 80 Estaciones/.- Instituto Antarctico Argentino, Buenos Aires, 1969.
   
• Kорякин E.Д., Cтроев П.A., Фролов A.И.
  Pезультаты гравиметрических исследований на земле Эндерби (Bосточная Aнтарктида). /Kаталог, 327 пунктов, карты/.- B сб.: Морские гравиметрические исследования, выпуск 5 (B.B.Федынский, ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1970, c. 83-95.
   
• Фролов A.И., Cтроев П.A., Kорякин E.Д.
  Гравитационное поле и строение Земной коры земли Уилкса и земли Bиктории (Bосточная Aнтарктида). /C картами аномалии Буге и Фая/.- B сб.: Mорские гравиметрические исследования, выпуск 5 (B.B.Федынский, ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1970, c. 104-113.
   
• Kоган A.Л., Cтроев П.A.
  Гравиметрические исследования в районе Coветских Aнтарктических станций Лазарев и Hоволазаревская. /Kаталог гравиметрических пунктов XIY Coветской Aнтарктической экспедиции, 1969 г., 41 пункт/.- B cб.: Tруды ГАИШ, т.43, выпуск 2 (H.П.Грушинский, отв.ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1972, c. 3-7.
   
• Kорякин E.Д., Фролов A.И.
  Kаталог гравиметрических пунктов, определенных в Aнтарктическом рейсe НИС "Профессор Зубов" в 1968-1969 гг. /1253 пункта/.- B cб.: Морские гравиметрические исследования, выпуск 7 (H.П.Грушинский, ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1973, c.48-73.
   
• Cooke R.J.S.
  Reconnaissance Gravity Observations Near Mawson and in the Prince Charles Mountains, Antarctica, 1969-71. /Catalogue, 36 Stations/.- Department of Minerals and Energy, BMRGG, Record 1975/59, Australia, 1975.
   
• Sobczak L.W.
  Gravity from 60 Degrees N to the North Pole. /With Maps: Arctic Free-Air Gravity (Observed/Predicted Field) and Arctic Free-Air Gravity (Residual Field), Scale 1:7 500 000 along Meridians, Multicolour/.- In: Arctic Geophysical Review (J.F.Sweeney, Ed.). Publications of the Earth physics Branch, V.45, N4, Ottawa, Canada, 1978, pp.67-73.
   
• Грушинский H.П., Cажина H.Б. (Pед.). Гравиметрическая карта Aнтарктиды. Аномалии в cвободном воздухе. Масштаб 1:5 000 000, 5 листов, многокрасочная.- Министерство геологии CCCP, НИЛ ЗарубежГеология, ГАИШ, 1978.
   
• Грушинский H.П., Cажина H.Б. (Pед.). Гравиметрическая карта Aнтарктиды. Редукция Буге. Масштаб 1:5 000 000, 5 листов, многокрасочная.- Министерство геологии CCCP, НИЛ ЗарубежГеология, ГАИШ, 1978.

   

 

Гравіметричні вимірювання Арктики (публікації)

Каталоги обміряних значень і карти гравітаційного поля та його аномалій (публікації)

• Буланже Ю.Д., Aвсюк Ю.H., Kлюшнева M.Б.
  Kаталог гравиметрических определений в Aнтарктиде. /3139 пунктов, по 1960 год/.- Институт Физики Земли AH CCCP, Mосква, 1962.
   
• Грушинский H.П., Kорякин E.Д., Cтроев П.A., Лазарев Г.E., Cидоров Д.B., Bирская H.Ф.
  Kаталог гравиметрических пунктов Aнтарктики. /1955-1965 гг., 5493 пункта/.- B кн.: Tруды ГАИШ, т.42 (B.B.Hестеров, отв. ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1972, стр. 115-311.
   
• New Zealand Observations of Gravity in Antarctica during 1956/57, 1957/58 Summer Seasons. /Catalogue, 204 Stations/.
   
• Bull C.
  Gravity Observations in the Koettlitz Glacier Area, Southern Victoria Land, Antarctica. /With Map, Scale 1:300 000/.- Institute of Polar Studies, Ohio State University, Contribution N15, Columbus, 1962.
   
• Valores de Gravedad Observada. Desde Base General Belgrano Hasta el Polo Sur. /Catalogo, 80 Estaciones/.- Instituto Antarctico Argentino, Buenos Aires, 1969.
   
• Kорякин E.Д., Cтроев П.A., Фролов A.И.
  Pезультаты гравиметрических исследований на земле Эндерби (Bосточная Aнтарктида). /Kаталог, 327 пунктов, карты/.- B сб.: Морские гравиметрические исследования, выпуск 5 (B.B.Федынский, ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1970, c. 83-95.
   
• Фролов A.И., Cтроев П.A., Kорякин E.Д.
  Гравитационное поле и строение Земной коры земли Уилкса и земли Bиктории (Bосточная Aнтарктида). /C картами аномалии Буге и Фая/.- B сб.: Mорские гравиметрические исследования, выпуск 5 (B.B.Федынский, ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1970, c. 104-113.
   
• Kоган A.Л., Cтроев П.A.
  Гравиметрические исследования в районе Coветских Aнтарктических станций Лазарев и Hоволазаревская. /Kаталог гравиметрических пунктов XIY Coветской Aнтарктической экспедиции, 1969 г., 41 пункт/.- B cб.: Tруды ГАИШ, т.43, выпуск 2 (H.П.Грушинский, отв.ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1972, c. 3-7.
   
• Kорякин E.Д., Фролов A.И.
  Kаталог гравиметрических пунктов, определенных в Aнтарктическом рейсe НИС "Профессор Зубов" в 1968-1969 гг. /1253 пункта/.- B cб.: Морские гравиметрические исследования, выпуск 7 (H.П.Грушинский, ред.). Издательство Mосковского Университета, Mосква, 1973, c.48-73.
   
• Cooke R.J.S.
  Reconnaissance Gravity Observations Near Mawson and in the Prince Charles Mountains, Antarctica, 1969-71. /Catalogue, 36 Stations/.- Department of Minerals and Energy, BMRGG, Record 1975/59, Australia, 1975.
   
• Sobczak L.W.
  Gravity from 60 Degrees N to the North Pole. /With Maps: Arctic Free-Air Gravity (Observed/Predicted Field) and Arctic Free-Air Gravity (Residual Field), Scale 1:7 500 000 along Meridians, Multicolour/.- In: Arctic Geophysical Review (J.F.Sweeney, Ed.). Publications of the Earth physics Branch, V.45, N4, Ottawa, Canada, 1978, pp.67-73.
   
• Грушинский H.П., Cажина H.Б. (Pед.). Гравиметрическая карта Aнтарктиды. Аномалии в cвободном воздухе. Масштаб 1:5 000 000, 5 листов, многокрасочная.- Министерство геологии CCCP, НИЛ ЗарубежГеология, ГАИШ, 1978.
   
• Грушинский H.П., Cажина H.Б. (Pед.). Гравиметрическая карта Aнтарктиды. Редукция Буге. Масштаб 1:5 000 000, 5 листов, многокрасочная.- Министерство геологии CCCP, НИЛ ЗарубежГеология, ГАИШ, 1978.

 

Аномальне гравітаційне поле. Аномальна щільність

Україна

Аномальне гравітаційне поле території України

Центральна частина України на Українському щиті

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 (Δg_с.в.) району Аргентинських островів наведена на рис. 1. Значення Δg_с.в., які були отримані в результаті польових робіт, повністю вписуються в регіональне поле району досліджень, що підтверджує високу якість цих робіт.

Карти гравітаційного поля Землі та його аномалій (публікації)

Каталоги обміряних значень гравітаційного поля Землі (публікації)

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 Δg_с.в.,  отримані в результаті інтерпретації даних польових робіт 9-ої та 10-ої Українських Антарктичних експедицій; 5) дані значень Δg_с.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 Δg_с.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 Δg_с.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 Δg_с.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 Δg_с.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=r_слоя-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 (V_p) 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.

ДЗЗ дані по Україні

Каталоги супутникових знімків та інтерактивних карт на базі супутникових даних та інша інформація, отримана Українськими лабораторіями і що стосується території України.

• Інформація про дані  ДЗЗ та їх обробку.
• Світові EOD/ERS дані.
• Архів даних ДЗЗ на порталі Центру прийому, обробки спеціальної інформації та контролю навігаційного поля. Представлені знімки супутників NOAA, TERRA, Метеор-3М в період з 1980 року по теперішній час. Є можливість вибору.
• Каталог сайтів постачальників ДЗЗ на Панорама-Харків.
• Інтерактивна карта хмарного шару на території Європи (квітень-листопад 2007) на сайті Центру Обробки Інформації Інституту Космічних Досліджень НАНУ - НКАУ.
• Система формування раціональних запитів на ДЗЗ на сайті Центру Обробки Інформації Інституту Космічних Досліджень НАНУ - НКАУ.
• Анімоване представлення даних WRF (Weather Research and Forecasting - Метеорологічних досліджень та прогнозів) на сайті Центру Обробки Інформації Інституту Космічних Досліджень НАНУ - НКАУ.
• Архів даних із супутників MSG-1, Meteosat-5, Meteosat-7, NOAA, GOES East, GOES West, MTSAT на сайті Центру Обробки Інформації Інституту Космічних Досліджень НАНУ - НКАУ.
•  Каталог даних ДЗЗ по Україні в період з 1980 року по теперішній час на сайті ДНВЦ "Природа".
•  Архів зображень SeaWiFS, AVHRR, Landsat на сайті Українського Центру Менеджменту Землі та Ресурсів. Дані SeaWiFS, AVHRR отримані за допомогою HRTP-станції, що розташована в Києві.
• Каталог ДЗЗ Aerial, ASTER, EO-1, MODIS, Landsat, Terra Look на  EROS (Earth Resources Observation and Science Center).

Дослідження на базі ДЗЗ

Огляди результатів досліджень.

Дані про дослідження Інституту Геофізики ім. І.С. Субботіна, по відділах інституту.

Знімки Землі з супутника ALOS

Запит на отримання знімків Землі з супутнику ALOS Ви можете подати на сайті European Space Agency. 

Знімки Землі з супутника Blue Marble

Архів знімків Землі з супутника Blue Marble

Blue Marble: View of the eastern hemisphere Blue Marble: Close up of the Grand Canyon Region Blue Marble: Antarctica

Blue Marble: The Andes, South America LandSat 7: NASA Kennedy Space Flight Center LandSat 7: NASA Ames Research Center

LandSat 7: Svineryggen, Greenland LandSat 7: Gora Venuy Sedayedam, Russia SRTM LandSat 7: Mt. St. Helens, Washington

SRTM + LandSat 7: Mt. Everest, Nepal SRTM + LandSat 7: Hong Kong, China SRTM + LandSat 7: Mt. Fuji, Japan

MODIS - 10-4-2003, Hurricane Kate, Atlantic Ocean MODIS - 10-25-2003, Los Angles fire smoke

Опис ДЗЗ даних і супутників

Формати файлів, засоби обробки, назви і характеристики знімаючих супутників (Landsat, Terra, Alos, QuickBird, Монітор-Е та інші).

• Інформація про дані ДЗЗ та їх обробку на GIS-LAB.
• Опис супутників, що одержують ДЗЗ на Совзонд.

Світові EOS/ERS дані

ERS - Earth Remote Sensing - ДЗЗ - Дистанційне Зондування Землі
EOS - Earth Observation Server - Сервер Спостереження за Землею

• ДЗЗ дані по Україні.
• ERS Data Animations - Анімовані ДЗЗ дані за 1992 - 2001 рр. з можливістю вибору NASA Scatterometer Climate Record Pathfinder.
• ДЗЗ на сайті ESA (European Space Agency) з можливістю вибрати регіон.
• NERC Earth Observation Data Center - Центр Даних по ДЗЗ.
• Канадський центр ДЗЗ CEOCat (Canada Center for Remote Sensing).
• Замовлення ДЗЗ на сайті Байкальського РИКЦ МПР Росії.
• Каталог ДЗЗ Aerial, ASTER, EO-1, MODIS, Landsat, Terra Look на EROS (Earth Resources Observation and Science Center).
• Каталог ДЗЗ NASA.
• Каталог сайтів постачальників ДЗЗ на Панорама-Харків.
• Пошук і замовлення даних на сайті НЦ ОМЗ.

Електричні провідники в надрах кори та верхньої мантії землі. Український щит.

В надрах континентальної земної кори виявлено значна кількість аномалій високої електропровідності, які визначаються характерними рисами – довжиною простягання (сотні та тисячі км), глибиною залягання покрівлі (10 – 15 км). Деякі аномальні структури тяготіть до зон сучасної тектонічної діяльності, областей субдукції літосферних плит, деякі - до шовних зон між блоками всередині кристалічних щитів. Ще однією особливістю є те, що зони високої електропровідності часто супроводжуються родовищами цинку, свинцю, золота та міді (Австралія, Нова Зеландія), алмазів (Африка, Північна Америка).

Деякі простягнуті на тисячі кілометрів регіональні та міжрегіональні високопровідні структури, які виявлені на більшості континентів, можуть бути результатом геодинамічних процесів та межами областей з різними їх проявами. Можна навести деякі приклади цього явища.

Аномалія електропровідності в Австралії починається в районі затоки Карпетарія та продовжується в глибину континенту на відстань більше ніж 1000 км. Тіло високої електропровідності було знайдено на глибині 10 км під осадовими відкладами басейну Ероманга. Ця структура також фіксується в гравітаційному полі і за даними аеромагнітних досліджень та розглядається дослідниками як внутрішньо плитовий шов. За сейсмічними матеріалами вона проявляється, як головна область різкого контрасту сейсмічних швидкостей, яка занурюється глибоко до мантії. Існує гіпотеза про те, що основні австралійські аномалії електропровідності – Карпентарію, Південно-Західного Квінсленду та Флідерсу відповідають континентальному шву та є важливішою ланкою у формуванні континенту. Цей блок відомий родовищами цинку, свинцю, золоту та міді.

Географічна збіжність аномалії високої електропровідності в надрах кори та найбільшого градієнту швидкості сейсмічних хвиль фіксується не тільки в цій області, але й на півдні Австралії.

В межах Центральних рівнин Північної Америки (південна частина Північно-Американської платформи) аномалія високої електропровідності простягається зі сходу, від бухти Хадсона на територію Сполучених Штатів Америки та простежена на відстань більш ніж 2000 км. Можливо, ця аномалія і довша, і ширша, ніж вона показана на мапах. Глибина залягання аномального тіла складає 10 км. Існує припущення, що вона викликана наявністю графітових сланців, не виключено, що аномалія контролює край зануреної тектонічної плити. Алан Джонс назвав її «величезною та загадковою структурою континентального масштабу, яка відкрита в результаті електромагнітних індукційних досліджень».

Через південну Шотландію проходить область високої провідності на H=4–12 км, що корелює з  негативною гравітаційною аномалією Буге.

В Центральній Африці електромагнітними дослідженнями в земній корі, в районі Кенійського рифу, була виявлена область високої електропровідності з верхньою межею на H = 25 км.

Аналіз показує, що більшість трансконтинентальних корових аномалій високої електропровідності відповідають областям субдукції, що тривають за останні 120 млн. років. Подібна кореляція спостерігається на обох Американських континентах, в Австралії та Африці.

Численні витягнуті області високої електропровідності Євразійського континенту також відповідають областям субдукції, наприклад, Карпатська.

В альпійських структурах аномалія Західних Карпат приурочена до зони зчленування Флішових Карпат і Внутрішніх покривів, у тім числі Пенінської та Мармароської зон.

   Аномалія Південних Карпат тяжіє до зони зчленування Внутрішніх покривів, що розділяють Паннонію та Трансільванію, і Південних Карпат, але не до Передкарпатського прогину.

   Чернівецько-Коростенська аномалія гальванично пов’язана із Флішовою зоною Східних Карпат і Мармароським  поясом.

   Західні відгалуження аномалії розташовані в зоні глибинного Подільського розлому та зчленування південно-західної окраїни СЄП зі Скіфською плитою.

   Геоелектрична модель не завжди відповідає поверхневій геології. Пенінський і Мармароський пояс, а також Флішові Карпати  не є безперервною зоною підвищеної електропровідності в земній корі. Аномалія докембрійського УЩ вклинюється в альпійські Карпати.

   Особливо слід відзначити кореляцію Трансєвропейської шовної зони із серією аномалій високої електропровідності в земній корі Східних Карпат і Добруджі.

Але в Євразії існують регіональні аномалії, які не пов’язані з областями сучасної субдукції. Це – субмеридіональні аномалії високої електропровідності в земній корі: Кіровоградська та Уральська. Кіровоградська аномалія продовжується на північ у вигляді Ладозької та Чудської аномалії і може простягатися на Скандинавський півострів.

Нині нагромаджений величезний експериментальний матеріал, який показав, що в геоелектричному аспекті як земна кора, так і верхня мантія на території України є істотно неоднорідними.

 

Тривимірні геоелектричні моделі земної кори та верхньої мантії Українського щиту

1 – блок високого електричного опору; 2 - субвертикальні зони високої електропровідності, що мають гальванічний зв’язок з поверхневими відкладами; Аномалії високої електропровідності: I – Волинська, II – Коростенська, III – Чернівецько-Коростенськая, IV – Кіровоградська, V – Приазовська, VI – Донбаська.

 

У свій час С.М.Куліком і Т.К.Бурахович побудовані 2D та квазі-3D глибинні геоелектричні моделі земної кори і верхньої мантії УЩ та його схилів, що містять зони з аномально низькими значеннями електричного опору: Коростенську (глибина залягання об’єкту  Н=15 км, сумарна повздовжня електропровідність об’єкту  S=500 См), Чернівецько-Коростенську (Н=15 км, S=1000 См; Н=70 км, S=2000 м), Гайворон-Добровеличківську (Н=0,1 км, S=2000 См), Кіровоградську (Н=10 – 25 км, S=100 – 20 000 См), Приазовську (Н=1 – 2 км, S=2000 См), Волинську (Н=2,5 км, S=1000 См), Донбаську (Н=2 км,  S=500 – 20 000  См;  Н=10  км,  S=1000 – 10 000 См). Ці різні за конфігурацією і геоелектричними параметрами ділянки підвищеної електропровідності у земній корі та мантії слугували основою побудови перших об'ємних 3D моделей.

Розподіл питомого електричного опору поверхневих відкладів було  визначено із величин повздовжньої електричної провідності та потужності осадової товщі. Електропровідність поверхневих відкладів природно повинна корелювати з простяганням основних осадових структур. Але на території України ця закономірність відзначається тільки для Дніпровсько-Донецької (S>2000 См), Причорноморської (S до 1000 См) западин та структури кристалічного щита (0.5<S>100 См). В той же час поверхнева електропровідність Донецького басейну, де потужність осадових відкладів досягає 10 км, не перевищує 300 См.

    Значення питомого електричного опору кристалічних порід УЩ в цьому дослідженні прийняте на рівні 1000 Ом?м, на фоні якого були виділені аномалії як високої так і низької електропровідності.

Деякі простягнуті зони високої електропровідності, що мають гальванічний зв’язок з провідними поверхневими утвореннями, просторово корелюють з окремими частинами глибинних міжмегаблокових зон розломів - Тальнівської, Первомайської, Західно-Інгулецької, Криворізько-Кременьчуцької та з деякими розломами іншого рангу. Оскільки ці електропровідні структури виділені лише за даними МТЗ без використання профілювання,  їх глибину проникнення та кути падіння дуже важко оцінити за набором наявних експериментальних даних.

Примітною особливістю Середньопридніпровського мегаблоку та частини Оріхово-Павлоградської шовної зони є високі значення уявного питомого електричного опору, які сягають декількох тисяч Ом×м на фоні середнього значення 1000 Ом?м для всього УЩ. Криві МТЗ для періоду 2500 сек характеризуються тільки висхідними гілками і це може пояснюватись обтіканням індукційними струмами  блоку високого опору  вздовж більш електропровідних периферичних частин. В результаті досліджень було виявлено блок високого опору, де потужність ізолятору оцінюється до 10-20 км, а на більших глибинах вже спостерігаються фрагменти Кіровоградської аномалії електропровідності.

На західному схилі УЩ в інтервалі глибин 2.5-6 км розміщується Волинська аномалії електропровідності, яка має складні просторові контури та характеризується значенням питомого електричного опору ρ=10 Ом?м.

На північному заході щита на межі Волинського та Росинського мегаблоків в земній корі в земній корі на глибині між 15 та 30 км розташована Коростенська аномалії електропровідності. Середнє значення питомого опору ρ дорівнює 30 Ом?м. Просторово  ця структура збігається з Коростенським плутоном.

На заході щита в тому ж інтервалі глибин виявлена Чернівецько-Коростенська аномалія електропровідності, що характеризується великою площею та складною будовою. Частина аномалії з ρ=5 Ом?м  розташована в межах Росинського та Подільського мегаблоків на глибинах від 15 до 30 км і  містить об’єкт високого опору біля 1000  Ом?м. Західна частина цієї структури, що має середній питомий опір 20 Ом?м, виходить за межі УЩ і простягається в двох напрямках -  на південь та південний схід вздовж Подільської зони розломів до Голованівської шовної зони. Чернівецько-Коростенська аномалія вміщує на своєму південному сході гілку, що характеризується найнижчим опором - біля 1 Ом?м в інтервалі від 3 км до 30 км. Це відгалуження  знаходиться в районі зчленування Росинського, Бузького  мегаблоків та Голованівської шовної зони.

Перші ознаки загально відомої Кіровоградської аномалії електропровідності на схилах УЩ з’являються починаючи з глибини 10 км. Повністю структура розміщується в земній корі центральної частини УЩ та простягається далеко за його межі як на північ у Воронезький масив, так і на південь у Причорноморську западину. На півночі Інгулецько-Криворізької шовної зони,  схилі  УЩ  та в ДДЗ на глибинах від 10 до 13 км виділяються дві дільниці: перший – у вигляді S-образної аномалії ρ=1 Ом?м, що розташована в просторі поміж Криворізько-Кременчуцькою та Західно-Інгулецькою зонами розломів; другий - у вигляді Г-подібної форми інтенсивністю  ρ=30 Ом?м в межах ДДЗ.

На глибинах 13-17 км її форма та  інтенсивність практично не змінюються. Тільки зникає середня частина S-подібної аномалії. В інтервалі 17-20 км перша аномальна дільниця скорочується і її можна простежити лише у вигляді прямокутника, пов’язаного з північною частиною Західно- Інгулецької зони розломів, що примикає до межі УЩ та ДДЗ. На півдні  Кіровоградської аномалії виділяється, починаючи з глибин 10 км., складна субширотно зона, яка вже знаходиться в межах Причорноморської западини. Найбільш електропровідні частини з ρ=5 Ом?м розташовані в області Первомайської та Криворізько-Кременьчуцької зон розломів. Треба відмітити, що окремі частини цих двох зон розломів простежуються, як електропровідні, на різних глибинах. Якщо в межах УЩ Первомайська зона розломів відповідає провіднику з поверхні, то в межах Причорноморської западини вона характеризується високою електропровідністю вже тільки на глибинах, починаючи з 10 км. Між північним та південним схилами УЩ є різниця в проявах аномалії електропровідності на різних глибинах. Якщо на північному схилі велика електропровідність зникає на глибинах 20 км, то на півдні на цих глибинах аномалія існує, тільки в менших просторових розмірах.

 Характер розподілу питомого електричного опору в межах Кіровоградської аномалії різко змінюється на глибинах 20-25 км. Тут вже фіксується повномасштабна аномалія у вигляді майже ізометричної площинної фігури з двома контурами різних значень питомого опору: внутрішнього з ρ=1 Ом?м та зовнішнього з ρ=5 Ом?м. Внутрішній контур приурочений до границі Інгульському мегаблоку та Інгулецько-Криворозької шовної зони практично на всьому їх простяганні в межах УЩ. Ця структура  охоплює також і південно-східну частину Корсунь-Новомиргородського плутону. Зовнішній контур аномалії великої електропровідності охоплює майже всю східну частину Інгульського мегаблоку, Інгулецько-Криворізьку шовну зону та західну частину Середньопридніпровського мегаблоку УЩ.

Найбільш проявлена висока електропровідність (ρ=5 Ом?м) Кіровоградської аномалії в інтервалі глибин 25-30 км. Вона представляє собою витягнуту з півдня на північ - північний схід плоску фігуру, яка повністю перекриває простір Інгулецько-Криворізької шовної зони, східної частини Інгульського мегаблоку і східної частини Корсунь-Новомиргородського плутону. Вся ця глибинна структура в межах Інгулецько-Криворізької шовної зони продовжується на північний схід в бік ДДЗ і далі на північ. На півдні УЩ вона змінює своє простягання на  субширотне і охоплює частину Середньопридніпровського блоку УЩ та північну частину Причорноморської западини. Далі на південь аномалія різко видовжується на південь вздовж Первомайської зони розломів.

На сході УЩ на глибині 2.5 км фіксується покрівля Приазовської аномалії, яка майже повністю перекриває Східно-Приазовський масив. В надрах земної кори Приазовського мегаблоку УЩ в інтервалі глибин від 2  до 20 км знаходиться зона високої електропровідності з питомим опором від 50 до 100 Ом?м. Скоріш за все Приазовська геоелектрична структура в своїй верхній частині на глибинах від 2 до 10 км гальванічно пов’язана з аномалією високої електропровідності Донбасу.

Аномалії високої електропровідності пронизують усі мегаблоки та шовні зони УЩ. Вони розташовані на різних глибинах починаючи з поверхні та до низів кори (більш ніж 30 км) та характеризуються питомим електричним опором від 1 до 100 Ом?м.

Мантія УЩ виявилася також різко неоднорідною за геоелектричними параметрами. В південно-західній частині виявлено провідник в інтервалі глибин 70 – 120 км з питомим опором 25 Ом?м, в той час, як у східній частині УЩ мантія характеризується відносно високим електричним опором приблизно 1000 Ом?м.

Таким чином, основним результатом геоелектричних досліджень, що базуються    на використанні природного джерела електромагнітної енергії, є те, що в надрах земної кори Українського щита спостерігається особливе природне явище – висока електропровідність, яка концентрується в окремих ділянках земної кори та верхньої мантії і  формує зони різної  інтенсивності та глибини залягання. Ці зони по-різному характеризують різні геологічні регіони.

Субвертикальні зони високої електропровідності співпадають з міжмегаблоковими розломами УЩ. Більшість таких об’єктів приурочена до Голованівської та Інгулецько-Криворізької шовних зон. Аномалії електропровідності цього типу можуть свідчити про високу проникливість для флюїдів шовних зон в процесі їх утворювання та значну графітизацію міжзернового простору. На відміну від цього Оріхово-Павлоградська шовна зона характеризується дуже великими значеннями питомого електричного опору.

В межах мегаблоків – Подільського, Бузького, Інгульського та Середньопридніпровського також спостерігаються субвертикальні електропровідні зони. Вони характеризуються меншим простяганням та корелюють з глибинними розломами другого рангу.

На північному заході УЩ  І.Б. Щербаков припускає наявність ще одної четвертої шовної зони. Ця структура також характеризується аномалією високої електропровідності – Волинської. Але електропровідний об’єкт не є субвертикальною структурою і не приурочений  до конкретного глибинного розлому.

Можна розділити в геоелектричному відношенні весь Український щит на три частини: західну, центральну та східну. Західна частина включає Волинський, Подільський, Росинський та Бузький мегаблоки. Центральна частина поєднує Інгульський мегаблок та Голованівську і Інгулецько-Криворізьку шовні зони. Східна частина – це Середньопридніпровський мегаблок, Оріхово-Павлоградська шовна зона та, ймовірно, Приазовський мегаблок. Західна частина характеризується низьким опором порід земної кори в порівнянні зі східною. І це може свідчити про аномально низьку проникливість порід земної кори східної частини. Центральна частина відрізняється високою електропровідністю по всьому розрізу кори і це свідчить як про високу проникливість порід палеопротерозойського  блоку, так і про прояви сучасної активізації.

Визначною рисою західної частини щита є наявність провідника на глибині більше  70 км. Подібна геоелектрична картина спостерігається в архейському Слейв кратоні Північно-Західних територій Канади, де в центральній частині кратона виявлено різке зменьшення електроопору на глибині від 80 до 100 км (r = 30 Ом×м). Геофізична аномалія співпадає з геохімічною аномалією (заснованную на Cr-піроповій хімії), яка викликана деплетуванням гацбургітового шару. Тут також встановлена від´ємна аномалія Буге з довжиною просторової хвилі біля 100 км, що корелює з основним кімберлітовим полем та геоелектрчною аномалією.

Треба підкреслити зв’язок різних глибинних аномалій електропровідності (Коростенської, Кіровоградської, Приазовської) з окремими частинами Коростенського, Корсунь-Новомиргородського та Східно-Приазовського масивів.  В межах УЩ Херсон-Смоленський трансрегіональний тектонічний шов збігається з західної гілкою глибинної Кіровоградської аномалії, в той час як трансрегіональний тектонічний шов Донецьк-Брянск перетинається різними аномаліїми електропровідності – Приазовською та Донбаською.

Приблизно 95% поверхні Антарктиди покрито шаром льоду потужністю 1-3 км. Але, цей материк все ще мало вивчено у геологічному сенсі, хоча Антарктида є важливим елементом кайнозойської активізації та займає суттєве положення при вивченні процесів, які протікали до утворення стабільних літосферних кратонів.

В умовах полярних областей джерела індукційного поля суттєво різняться від моделі плоскої електромагнітної хвилі, наприклад, «бухти». Проте, огляд показує, що можна отримати високоякісні дані  МТЗ та МВП для вивчення і земної кори і мантії Землі навіть за таких умов.

Італійськими вченими зроблені МВ дослідження, які повинні прояснити питання пов’язані з континентальним рифтінгом. Були отримані вектори індукції, які можуть відповідати провіднику вздовж узбережжя та Трансантарктичних гір, що можливо викликаний частковим плавленням порід верхньої мантії.

Антарктика займала помітне місце у геологічній історії південної півкулі. Свідоцтва про структуру та геологічну будову континенту були та є суттєвими для підтвердження або спростування концепції Гондвани. Тектонічні реконструкції та побудова тектонічної карти Гондвани до фрагментації (приблизно 150 млн. років, середній мезозой) добре задокументовані, але все ще достатньо суперечливі. Австралія та Антарктида були єдиними у пізньому мезозої та розділились тільки приблизно 50 млн. років тому.

Вздовж орогену Роза проходить межа різкої зміни сейсмічних швидкостей у верхній мантії Антарктиди. Східна частина Антарктики зберігає кратоноподібну структуру до глибин 250 км. Найбільш високі швидкості виявлені в районі Землі Ендербі, де були знайдені зразки давніх порід, а низькі швидкості локалізуються вздовж активних тектонічних зон, які оточують континент. Низькі швидкості  західної частини Трансантарктичних гір можуть характеризувати рифтову зону, подібну до Африканської.

Цікавим фактом є розміщення аномалії електропровідності по відношенню до виявленої області орогенів. Виникає припущення про існування аномалії електропровідності у земній корі Антарктиди в районі Трансантарктичних гір.

Імовірність такого припущення підвищується, якщо врахувати повідомлення італійських вчених про МВ дослідження в районі Північної Землі Вікторії, де на 20-50 км за попередніми даними виявляється витягнута область високої електропровідності, та чудовий огляд Ф.Ваннамекера з колегами про МТЗ поблизу Південного полюсу, де виявлено провідний шар на глибині приблизно 30 км.

Аномальне магнітне поле

Карта аномального магнітного поля	Модуль індукції магнутного поля
Регіональна компонента аномального магнітного поля	Карта локальної компоненти аномального магнітного поля
Регіональна компонента аномального магнітного поля Східно-Європейської платформи	Регіональні магнітні аномалії та нафтогазоносність земної кори території України

Аномальне магнітне поле

Геомагнітна екологія

Екологічне хвилювання магнітного поля Землі за 1950 рік– ΔDecol.1950 (висота 0 км). Автори: Орлюк М.І., Роменець А.О.	Екологічне хвилювання магнітного поля Землі за 2000 рік – ΔDecol.2000 (висота 0 км) Автори: Орлюк М.І., Роменець А.О.
Екологічна збуреність	Таблиця зіставлення збуреності магнітного поля Землі та кількості захворювань на ГРВІ для адміністративних областей України Автори: Орлюк М.І., Фролов А.Ф.(член-кор. НАНУ медичних наук України, доктор медичних наук, професор, директор центру грипу)
Часова залежність среднегодічніх величин	Залежність кількості інфекційних захворювань

Геомагнітні дані Антарктики

Геомагнітні дані

• Значення компонентів геомагнітного поля (годинні і хвилинні).
• Каталоги обміряних значень і карти ізоліній елементів геомагнітного поля (публікації).

Геомагнітні обсерваторії в Антарктиці

Назва обсерваторії	Код	Координати
		Широта	Довгота
Ленінградська	LEN	69.50°S	159.40°E
Мирний	MIR	66.55°S	93.02°E
Молодіжна	MOL	67.67°S	45.85°E
Новолазарівська	NVL	70.77°S	11.83°E
Піонерська	PIO	69.73°S	95.50°E
Восток	VOS	78.45°S	106.87°E

Геомагнітні дані Арктики

Геомагнітні дані

• Значення компонентів геомагнітного поля (годинні і хвилинні).
• Каталоги обміряних значень і карти ізоліній елементів геомагнітного поля (публікації).

Геомагнітні обсерваторії в Арктиці.

 

Назва обсерваторії		Код		Координати
				Широта	Довгота
Амдерма		AMD		69.47°N	61.42°E
Архангельск		ARK		64.60°N	40.50°E
Білий острів		BEY		73.30°N	70.00°E
Мис Челюскин		CCS		77.72°N	104.28°E
Мис Камений		CKA		68.50°N	73.60°E
Мис Шмідта		CPS		68.92°N	179.48°W
Мис Уелен		CWE		66.16°N	169.83°W
Чокурдах		CHD		70.62°N	147.89°E
Острів Діксон		DIK		73.54°N	80.56°E
Острів Хейса		HIS		80.62°N	58.05°E
Карасавей		KHS		71.13°N	66.83°E
Котельний о.		KTN		75.94°N	137.71°E
Ленінград		LNN		59.95°N	30.71°E
Магадан		MGD		60.12°N	151.02°E
Мурманськ		MMK		68.95°N	33.05°E
Певек		PBK		70.83°N	170.90°E
Подкам. Тунгуска		POD		61.60°N	90.00°E
Сейха		SEY		70.10°N	72.50°E
Среднікан		SRE		62.44°N	152.31°E
Тамбей		TMB		71.50°N	71.80°E
Бухта Тіксі		TIK		71.58°N	129.00°E
Угут		UGT		61.00°N	74.00°E
Візе о.		VIZ		79.48°N	79.98°E
Якутск		YAK		62.02°N	129.72°E
Зирянка		ZYK		65.75°N	150.78°E

 

 

Дані геомагнітних вимірювань Арктики і Антарктики

Дані геомагнітних вимірювань на сайті Геофізичного Центру РАН: значення компонентів магнітного поля, каталоги вимірюваних значень і карти ізоліній елементів геомагнітного поля.

• Арктика
• Антарктика

Дані Національного Антарктичного Наукового Центру МОН України можна отримати за домовленістю з НАНЦ.

• Опис геолого-геофізичних досліджень.
• Контакти НАНЦ

Дані магнітних обсерваторій України

Магнітне поле Українського щита

Тактонічне районування Українського щита	Аномальне магнітне поле Українського щита і суміжних	Регіональні магнітні аномалії Українського щита
Глибинні магнітні неоднорідності і глибини до ізотермічної поверхні	Магнітна модель земної кори вздовж геотраверсу ІІ	Магнітна модель вздовж геотраверса EUROBRIDGE
Магнітна модель вздовж геотраверсу VI	Магнітна модель земної кори вздовж геотраверсу VIII	Магнітна модель земної кори вздовж геотраверсу DOBRE

Нові карти магнітних полів України

Зіставлення магнітної неоднорідності земної кори УЩ	Схема магнитных неоднородностей УЩ
Локальні аномалії геомагнітного поля

Інформація про сильні землетруси світу

Каталоги землетрусів

Каталоги механізмів епіцентрів

• Каталог механізмів епіцентрів землетрусів, 1964-1990.
• Про механізми епіцентрів землетрусів Прибайкалля.

Національний центр сейсмологічних даних України

Дані Національного Центру Сейсмологічних Даних.

Дані Інституту Геофізікі ім. І.С. Субботіна НАН України

Сейсмологічні бюлетені

Сейсмологічні дані Антарктики

Дані про землетруси Антарктики

• По каталогу Міжнародного сейсмологічного центру.

Сейсмічні обсерваторії в Антарктиці

Назва обсерваторії	Код	Координати		Альтітуда, м
		Півд. широта	Довгота
Мирний	MIR	66.55	93.02	34.0
Новолазарівська	NVL	70.77	11.83	197.0

Сейсмологічні дані Арктики

Дані щодо землетрусів Арктики.

• По каталогу Міжнародного сейсмологічного центру.
• По каталогу Гутенберга Б. Ріхтера К..

Сейсмологічні обсерваторії в Арктиці.

Назва обсерваторії	Код	Координати		Альтітуда, м
		Півд. широта	Довгота
Амдерма	AMD	69.77	61.68	0.0
Апатіти	APA	67.57	33.40	182.0
Білібіно	BILL	68.04	166.27	299.0
Батагай	BTGS	67.65	134.64	110.0
Черський	CES	68.70	161.20	0.0
Хейса о.	KHE	80.62	58.05	21.6
Ловозеро	LVZ	67.89	34.65	630.0
Мома	MOMR	66.47	143.22	192.0
Норильск	NRI	69.43	88.08	44.0
Тіксі	TIK	71.63	128.87	41.0
Іультин	ILT	67.87	-178.73	244.0
Анадир	ANDR	64.73	177.49	55.0

Сейсмічна небезпека

Сейсмічна небезпека (С.Н.) є об‘єктивною характеристикою ділянки території, яка описує рівень загрози виникнення на ній сильних землетрусів. С.Н. залежить від природних умов ділянки: відстані до вогнищевих зон, параметрів максимальних землетрусів, здатних реалізуватися в цих зонах, їх повторюваності в часі, місцевих ґрунтових умов, рельєфу, наявності розломних тектонічних структур, спектрального складу коливань тощо. Знання параметрів сейсмічної небезпеки необхідне для ефективної організації сейсмічного захисту усіма державними органами, суб‘єктами господарювання, власниками будинків і споруд.

Величина сейсмічної небезпеки вимірюється в балах шкали сейсмічної інтенсивності (на території України використовується шкала MSK-64), в максимальних прискореннях прогнозованих коливань та у вигляді розрахункових акселерограм. Шкала MSK-64 є 12 бальною. В Європі використовують 12-бальну шкалу сейсмічної інтенсивності - EMS-98. В Японії користуються 7-бальною шкалою сейсмічної інтенсивності.

Співвідношення між інтенсивністю сейсмічних струшувань (сейсмічною бальністю) I та максимальними прискореннями коливань ґрунту а_мах описується складною імовірнісною залежністю, показаною на рис. 1.

Рис. 1. Імовірнісний зв‘язок між сейсмічною інтенсивністю в балах шкали MSK-64 і максимальним прискоренням в коливаннях частинок ґрунту. N – кількість сейсмограм землетрусів, використаних для побудови віток графіків для різної бальності.

Розрахункові акселерограми є прогнозними трикомпонентними моделями поведінки в часі повного вектора прискорень в коливаннях ґрунту при максимальних землетрусах, які можуть із заданою ймовірністю реалізуватися на майданчику, для якого визначається сейсмічна небезпека.        

На рис. 2 показана розрахункова акселерограма, яка моделює коливання ґрунту на майданчику Чорнобильської АЕС при прогнозованому один раз на 10000 років максимальному місцевому землетрусі.

У випадку, коли досліджуваний об‘єкт у першому наближенні можна змоделювати одиничним осцилятором із заданими періодом та власним затуханням, сейсмічна небезпека для нього може задаватися безпосередньо у вигляді спектрів реакції одиничних осциляторів на розрахункові акселерограми. Спектри реакції одиничних осциляторів визначаються шляхом згортки розрахункових акселерограм з функцією-фільтром, яка описує рух (зміщення, швидкість, прискорення) одиничного осцилятора.

Кількісне значення параметрів сейсмічної небезпеки встановлюються при створенні карт загального сейсмічного районування (ЗСР) і в результаті уточнення сейсмічної небезпеки території, до складу яких входить комплекси робіт з детального сейсмічного районування (ДСР) і сейсмічного мікрорайонування (СМР).

Рис. 2. Трикомпонентна розрахункова акселерограма, яка моделює коливання ґрунту на майданчику Чорнобильської АЕС при прогнозованому один раз на 10000 років максимальному місцевому землетрусі. По вертикальній осі показане прискорення в долях g (g=9,8 м/с2), по горизонтальній – час в годинах, хвилинах і секундах.

Рівень небезпеки, яку можуть спричинити землетруси, показано на картах ЗСР в балах макросейсмічної шкали MSK-64. Ці карти використовуються для довгострокового соціально-економічного планування, раціонального землекористування, прийняття адміністративних і технічних рішень щодо забезпечення стабільної експлуатації існуючих споруд і розміщення нових (ГЕС, АЕС, трубопроводів тощо).

Комплект карт ЗСР території України входить складовою частиною до Державних будівельних норм. Він включає:

·        карту “А” (період повторювальності землетрусів 500 років) дивись рис. 3;

Рис. 3. Карта ЗСР «А» для території України в редакції 2004 року.

·        карту “В” (період повторювальності землетрусів 1000 років);

·        карту “С” (період повторювальності землетрусів 5000 років).

На картах ЗСР показано зони прогнозованої інтенсивності (бальності) максимальних сейсмічних струшувань, яка із заданою імовірністю (відповідно: 90%, 95% i 99%) не буде перевищена  за найближчі 50 років.

Карти ЗСР “А” і “В” застосовуються при проектуванні будівель і споруд житлово-цивільного, промислового і сільськогосподарського призначення. При проектуванні відповідальних, особо важливих, екологічно небезпечних об’єктів, а також гідротехнічних споруд необхідно використовувати карти “С”.

Карти сейсмічного мікрорайонування (СМР) показують прирости сейсмічної бальності на різних ділянках території, відносно нормативної, представленої на картах ЗСР. Прирости можуть бути додатними, або від‘ємними, в залежності від місцевих ґрунтових умов, рельєфу і наявності тектонічних порушень. При побудові карт СМР використовуються дані інженерно-геологічних досліджень, дані макросейсмічних обстежень наслідків землетрусів, інструментальні спостереження за сейсмічними полями землетрусів, вибухів, природних і техногенних мікросейсм.  

Карти СМР будуються в масштабах від 1:2000 до 1:25000 і використовуються для планування розвитку населених пунктів, вибору заходів щодо забезпечення стабільної експлуатації існуючих споруд і проектування нових.

 
Літ.: Сейсмическое районирование территории СССР. Методические основы и региональное описание карты 1978 г. /Отв. ред. В.И.Бунэ, Г.П.Горшков - М.: Наука, 1980; Методические рекомендации по детальному сейсмическому районированию //Детальные инженерно-сейсмологические исследования. (Вопросы инж. сейсмологии). Вып. 27. – М.: Наука, 1986; Оценка влияния грунтовых условий на сейсмическую опасность. Методическое руководство по сейсмическому микрорайонированию /Отв.ред. О.В.Павлов - М: Наука, 1988; Сейсмичность и сейсмическое районирование Северной Евразии./отв.ред В.И.Уломов. – М.: ОИФЗ РАН, Вып. 1-3. 1993 – 1995; International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology. Part A & B. /William H. K. Lee, Hiroo Kanamori, Paul C. Jennings, Carl Kisslingwr. – London, San Diego, Burlington: Academic Press, 2003.

Кендзера О.В.

Сейсмічне мікрорайонування України

Автори: Скляр О.М., Корольов В.О., Цибко В.О., Ровінський В.О., Вдовиченко В.М., Корольов В.О., Шехтман Л.М., Дейнеко С.І.

ІГФ НАН України

Сейсмічне мікрорайонування (СМР) населених пунктів, розташованих в сейсмічних зонах, являється завершальним етапом комплексних досліджень з оцінки місця і сили можливого руйнівного землетрусу.

Мета робіт з СМР полягає у великомасштабному (1:10000 - 1:25000) картуванню варіацій сейсмічної інтенсивності, обумовлених локальними інженерно-геологічними умовами території.

Результати СМР, представлені у формі карт відповідного масштабу, після їх затвердження Держбудом України, використовуються як нормативні документи при розробці генеральних планів міст, розміщенні окремих будинків і споруд, виборі антисейсмічних заходів, одержанні оцінок сейсмічного ризику.

Відповідно до чинної на даний час карти загального сейсмічного районування (СР-78) біля 12% території України, розташованої в межах АР Крим, Одеської, Закарпатської, Івано-Франківської, Чернівецької, Хмельницької, Вінницької, Миколаївської областей, відносяться до небезпечних у сейсмічному відношенні. Прогнозована інтенсивність сейсмічного впливу, віднесена до «середніх» грунтових умов, складає тут 6-8 балів за шкалою MSK-64. При наявності несприятливих у сейсмічному відношенні інженерно-геологічних умов розрахункові значення інтенсивності струшувань можуть на 1-2 бали перевищити фонові значення і викликати соціальні, екологічні та економічні наслідки, які важко піддаються точній оцінці .

Планомірні дослідження із сейсмічного мікрорайонування в сейсмічних зонах України виконуються з 1973 р. згідно постанов директивних органів.

До складу досліджень з СМР входять: спеціалізована інженерно-геологічна зйомка; інструментальні сейсмологічні дослідження; аналіз макросейсмічних даних про наслідки сильних і руйнівних землетрусів.

У період з 1973 по 1998 р. Інститутом геофізики НАН України, разом з організаціями Мінгео і Держбуду України складено карти сейсмічного мікрорайонування масштабів 1:25000 - 1:10000 території Південного берега Криму (рис. 1), північної частини Керченського півострова (рис. 2), південно-західної частини Одеської області (рис. 3), міст Мукачеве, Ужгород, Берегове Закарпатської області (рис. 4).

Карти сейсмічного мікрорайонування зазначених територій затверджені Наказами Держбуду в якості нормативних при проектуванні і будівництві.

На рисунках 5-9 подані фрагменти карт для окремих населених пунктів, розташованих у різних сейсмічних зонах України.

Рисунок 1 - Території сейсмічного мікрорайонування Південного берега Криму.

Рисунок 2 - Території сейсмічного мікрорайонування північної частини  Керченського півострова.

Рисунок 3 - Території сейсмічного мікрорайонування південно-західної   частини Одеської області.

Рисунок 4 - Території сейсмічного мікрорайонування Закарпатської області

Карта сейсмічного мікрорайонування центральної частини м. Ялти.

Масштаб 1:25000.

Склали: О.М.Скляр, В.О.Корольов, В.А.Цибко, В.М.Вдовиченко.

Умовні позначення:

 I. Ділянки з різним приростами сейсмічної інтенсивності за грунтові умови:

0 балів. Виходи на денну поверхню сприятливих у сейсмічному відношенні грунтів I категорії за сейсмічними                                 властивостями, представлених аргилітами, алевролітами, піщаниками таврійської серії;

0 балів. Виходи на денну поверхню сприятливих у сейсмічному відношенні грунтів I категорії за сейсмічними властивостями, представлених аргилітами, алевролітами, піщаниками таврійської серії;

0 балів. Площі поширення грунтів II категорії за сейсмічними властивостями, представлених суглинками і глинами дресвяно-щебнистими, глибовим і гравійно-галечниковим грунтом із суглинковим заповнювачем, суглинками і глинами    гравійно-галечниковими, валунно-галечниковим грунтом;

+1 бал. Площі поширення грунтів III категорії за сейсмічними властивостями, представлених м’якопластичними гравійно-галечниковими суглинками і глинами.

II. Ділянки , небезпечні в сейсмічному відношенні:

Площі розвитку зсувних процесів

Зони тектонічних порушень

Схили з кутами нахилу денної поверхні понад 15⁰

 

Сейсмічність України

 Масштаб 1:5 000 000

             Автори: Кендзера О.В., Пустовітенко Б.Г., Кутас В.В., Кульчицбкий В.Є., Вербицький С.Т., Пронишин Р.С., Сафронов О.М., Корольов В.О.,  Калітова І.А., Пасинков Г.Д., Стасюк А.Ф.

  Сейсмічність України проявляється в західних , південно-західних та в південих районах, де виділяються два основні сейсмічні регіони: Карпатський і Кримсько-Чорноморський.

Сейсмічність Карпатського регіону визначається у земелетрусах з вогнищами у Закарпатті, Карпатах, Прикарпатті, а також на прилеглих територіях сусідніх країн: Польщі, Словаччини, Угорщини і Румунії. Найбільш сейсмоактивним є Закарпаття.

На території західних областей України (за період з XVII століття до нашого часу) землетруси характеризуються в основному глибинами вогнищ (h) 2-10 км і манітудами (М)<5.5. Внаслідок малої глибини ці землетруси викликають локальні коливання на поверхні грунту з інтенсивністю до 7-7.5 балів. Такі коливання відчуваються на Закарпатті від глибших (h=35  км) і більших за величиною (М=6.8) землетрусів , вогнища яких розташовані в Румунії (Пішкольц) на відстані близько 60 км від кордону україни. У Передкарпатті найбільший землетрус з достовірно описаних мав місце у 1875 році в районі м. Великі Мости (Львівська область). Він характеризувався магнітудою М=5.3, з глибиною вогнища h=19 км і відчувався в епіцентріальній зоні з інтенсивністю 6 балів.

На значну частину території України впливають підкоркові землетруси із зони Вранча в Румунії (район зчленування Східних і Південих Карпат). Вогнища землетрусів, здатних спричинити мікросейсмічні прояви на території України, розташовані в мантії на глибинах від 80 до 190 км. максимальні магнітуди землетрусів з цієї зони досягли 7.6. Завдяки великив глибинам і магнітудам землетруси зони Вранча проявляються на величезній території: від Греції на півдні- до Фінляндії на півночі.

На карті епіцентрів представлені вогнища землетрусів зони Вранча, починаючи з XI століття, з магнітудами вищими від 3.5 . Надійно встановлені ізосейсти найсильніших землетрусів зони Вранча за останні два століття. Для побудови ізосейст використано опубліковані матеріали, а для землетрусів 1977-1990 років- дані авторів

Сейсмічність Кримсько-Чорноморського регіону визначається епіцентрами землетрусів, розташованих в акваторії Чорного моря, поблизу Південного берега Криму, які характеризуються найвищими на території України показниками - магнітудами до 6.8. На карті епіцентрів землетруси Криму представлені з магнітудами, вищими за 2.0, за період спостережень з I віку до н. е. до нинішнього часу. У рівнинній частині Криму і Азовському морі показані вогнища землетрусів з магнітудами, вищими за 1.0.

Окремим сейсмічним районом можна вважати область дельти Дунаю. Тут в історичні часи відбувалися землетруси з максимальною магнітудою близько 7, які разом із землетрусами зони Вранча становлять серйозну небезпеку для території Одеської області.

У центральній частині території України, зокрема в межах Українського щита, за останні століття достовірно зафіксовано лише декілька землетрусів з малою глибиною вогнищ (5-10 км) та невисокими магнітудами (М = 3.5-4.0). Ці землетруси мали локальний характер сейсмічного впливу. Найсильнішим у східній частині України вважається землетрус 1913 року поблизу м. Куп'янська (магнітуда 3.5, локальні коливання інтенсивністю до 5-6 балів). В західних областях України , поблизу смт. Микулинці в Тернопільській області 3 січня 2002 року відбувся землетрус з магнітудою 4, який в епіцентрі мав інтенсивність 6 балів з 7-ми бальними ефектами на ослаблених ґрунтах. До цього вказана територія  вважалася 5-ти бальною.

В Україні створено національну мережу сейсмічних спостережень до складу якої входить 18 сейсмічних та 14 комплексних геофізичних станцій.. Найдавнішою є сейсмічна станція "Львів", яку засновано у 1899 році. Цифрова сейсмічна станція "Київ" організована у 1994 році і входить до складу Глобальної сейсмічної мережі.

Станції

• Стаціонарні сейсмічні станції
• Сучасна станція сейсмологічних спостережень
• Станція регістрації високочастотних сейсмічних шумів "Ерімо"
• Станція регістрації високочастотних сейсмічних шумів "Начікі"
• Станція регістрації високочастотних сейсмічних шумів "Шикотан"
• Станція регістрації високочастотних сейсмічних шумів "Каримшина"

Хвильові форми

http://www.ceme.gsras.ru

Рельєф розділу Мохо та Швидкісні неоднорідності. Український щит.

За матеріалами регіональних геофізичних досліджень методом глибинних сейсмічних зондувань (ГСЗ) розглянуто і проаналізовано сейсмічні (перш за все швидкісні) характеристики та неоднорідності земної кори, а також рельєф розділу Мохоровичича (М) Українського щита (УЩ). За основу було прийнято фрагмент структурної схеми  розділу М в межах України (1986 р.) для УЩ [8]. Перетин ізогіпс по поверхні Мохо для схеми глибинної будови Українського щита  (рис.1) прийнято 2.5 км, що відповідає трьом значенням довжини хвиль в методі ГСЗ.  

На даний час виконано великий обсяг досліджень методом ГСЗ на території УЩ [1 – 8, 12 – 13]. Причому дослідження [7, 12, 13] проведено вже після створення структурної схеми Мохо (В.Б. Соллогуб, 1986 р.), тому нами на основі нових даних (Євробридж – 97, профіль Путивль – Кривий Ріг та  Добре – 99) внесено деякі корективи в структурну схему розділу М для УЩ, які будуть розглянуті далі (рис. 1).

Традиційно на УЩ виділяють наступні мегаблоки (рис. 1): Волинський, Подільський, Росинський, Бузький, Інгульський, Середньопридніпровський та Приазовський, а також три міжмегаблокові шовні зони – Голованівська, Інгулецько – Криворізька та Оріхово – Павлоградська. За швидкісними параметрами земна кора УЩ поділяється на дві частини: східну з та західну. Лінією розмежування між ними є трансрегіональний шов Херсон – Смоленськ [10,11]. Швидкості V_p у західній частині вищі, ніж у східній ( рис. 2) в середньому на 0.06 км/с, причому це перевищення залишається постійним на протязі всієї товщі земної кори.

Західна частина Українського щита.

Волинський мегаблок з заходу обмежується Сущано – Пержанським міжблоковим розломом, а зі сходу – Тетерівським та Брусиловським міжмегаблоковими розломами.

Глибинна будова досліджувалася уздовж профілів ГСЗ: Євробридж – 97, геотраверси ІІ та VI. За результатами робіт Євробридж – 97 скориговано глибини до розділу М в Волинському мегаблоці. Таким чином, розділ М залягає на глибинах від 55 км на заході в районі Сущано – Пержанського розлому до 45 км в межах Коростенського плутону, в нижній частині якого, за даними робіт Євробридж – 97, визначено коромантійну суміш  (КМС) на глибинах від 40 до 45 км, швидкості від 7.4 до 7.6 км/с.

Згідно з даними, наведеними в [13], на фрагменті частини геотрансекту, в районі Коростенського плутону, значення швидкості розповсюдження Р-хвилі уздовж земної поверхні на глибині 0 – 4 км на одній з ділянок дорівнює 6.15 км/с. Останнє значення швидкості притаманне також всій товщі порід, що залягає нижче, до глибини 10 км. У північно – східній частині плутону виявлено більш високошвидкісне „тіло” – 6.72 км/с. Під нижньою його границею, на глибині 10 – 12 км розташований шар з пониженою швидкістю  (6.07 км/с), на південному краї плутону потужність цього шару більша – верхня його межа знаходиться на глибині 7 км, нижня – на 13 км. Глибина розділу М в районі плуто-

ну з півдня на північ змінюється в межах 45 км. Швидкість розповсюдження хвиль уздовж розділу М в напрямку південь – захід змінюється від 8.1 до 8.5 км/с. При моделюванні хвильових полів одержано похилу границю в верхній мантії, яка починається на розділі Мохо в межах північної частини Прип’ятської западини на глибині 48 км і різко занурюється до глибини 75–76 км у верхню мантію в межах Коростенського плутону. Для цього структурного елемента характерні швидкості сейсмічних хвиль від 8.37 до 8.50 км/с. Причому, на північ від похилої границі ізолінії швидкостей горизонтальні, а на південь–куполоподібні. Найбільше занурена частина границі простежується в межах Південно–Прип’ятського глибинного розлому [13].

Середня товщина земної кори Волинського мегаблоку – 44.2 км. В межах південно – східної частини мегаблоку визначено дві ступені по розділу М на глибинах  45 та 52.5 км. Швидкісну функцію наведено на рис. 2. Тут же показано осереднену функцію для західної частини УЩ. В інтервалі 0 – 4 км міра зростання швидкості з глибиною характеризується градієнтом +0.0600 с^-1 . Глибше (інтервал 4-8 км) градієнт знижується у чотири рази – +0.0150с^-1 , на глибинах 8 – 40 км градієнт дорівнює +0.0278 с^-1. Слід відзначити, що у цьому інтервалі величина градієнту у більшості мегаблоків та шовних зон УЩ майже однакова. Виняток складають лише Приазовський та Подільський мегаблоки, де величина градієнту дорівнює +0.0228 с^-1 та 0.0218 с^-1 відповідно.

Подільський мегаблок (Пд) Глибинну будову досліджено уздовж профілів ГСЗ: Євробридж – 97 та геотраверсу VI. Обмежується з заходу та півночі Тетерівським міжмегаблоковим розломом, зі сходу  Немирівським та Брусилівським міжмегаблоковими розломами. За результатами робіт Євробридж – 97 скориговано глибини залягання розділу М (рис. 1). Товщина земної кори в Пд мегаблоці змінюється від 40 км на півдні та півночі до 52.5 км в центрі при середньому значенні для мегаблоку 50.8 км. В центральній частині мегаблоку відзначено дві ступені  по розділу М від 40 км до 50 км. Для нього характерна підвищена швидкість на денній поверхні (6.13 км/с) та постійний і низький у порівнянні з іншими структурами УЩ градієнт швидкості, який змінюється у вузьких межах – від +0.0200 с^-1 до +0.0218 с^-1  (рис.3). Такий низький градієнт приводить до того, що у нижній частині земної кори швидкість у межах мегаблоку на 0.10 – 0.14 км/с нижчі, ніж у середньому для західної частини УЩ.

Бузький мегаблок (Бз). Глибинну будову досліджено уздовж профілів ГСЗ:  геотраверси ІV та VI, частково вздовж профілю ХХХ. Обмежується з заходу Немирівським, зі сходу Тальнівським міжмегаблоковим розломами. Розділ М залягає на глибині від 40 до 62,5 км. Характеризується різким ступенеподібним рельєфом. Середня товщина земної кори – 53.7 км.  Для Бузького мегаблоку теж характерна підвищена швидкість на денній поверхні (6.09 км/с) (рис.4). В інтервалі глибин 0 – 4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0375 с^-1 , глибше (4 – 8 км) зменшується більше, ніж удвічі (+0.0170с^-1), далі (8 – 40 км) знову зростає до +0.0279 с^-1.Швидкості у земній корі, за винятком інтервалу 12 – 20 км, вищі, ніж у середньому для західної частини УЩ (рис.4).

Росинський  мегаблок (Р). Розділ М визначено тільки за точковими сейсмічними зондуваннями. Він розташований на глибинах від 45 до 50 км при середній глибині до М 47.5 км. Обмежується з заходу Брусиловським, зі сходу Тальнівським міжблоковими розломами. У зв’язку з тим, що на території мегаблоку профілі ГСЗ відсутні, швидкості поширення сейсмічних хвиль не розраховувалися.

  Голованівська шовна зона (Гшз). Глибинну будову досліджено уздовж профілів ГСЗ:  геотраверси ІV та VI, профілів ХХХ, частково ХХV. Обмежується з заходу Тальнівським, а зі сходу Первомайським міжмегаблоковими розломами. Розділ М розташований на глибинах від 40 до 57.5 км. В межах Гшз на глибинах 42.5 –  52.5 км виявлено різкі ступені розділу М. Характерна риса зони – підвищені на 0.08 – 0.10 км/с швидкості у порівнянні з їх середніми значеннями для західної частини УЩ.  В інтервалі глибин 0 – 4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0812 с^-1 , що, за винятком Приазовського мегаблоку (+0.0888 с^-1), є найбільшим значенням для цього інтервалу. Глибше (4 – 10 км) зафіксовано хвилевід, нижче якого до низів кори (40 км) швидкість зростає з градієнтом +0.0289с^-1 (рис. 5).

 

Східна частина Українського щита.

 

Інгульський мегаблок (Інг). Найбільш досліджений з мегаблоків УЩ методом ГСЗ: геотраверси ІV та VІІI, профілі ХХV, ХХХ, ХХІV, ХХХІV та точкові зондування. Обмежується з заходу Первомайським міжмегаблоковим розломом, зі сходу  Західно – Інгулецьким та Криворізько – Кременчуцьким міжмегаблоковими розломами. Глибини до розділу М – від 35 до 47.5 км. В межах цього мегаблоку розташований Корсунь – Новомиргородський плутон з дуже складною глибинною будовою [5] та Новоукраїнський масив.. Регіональний шов Херсон – Смоленськ поділяє мегаблок на дві частини: східну й західну. Середня товщина земної кори західної частини мегаблоку 41.3 км, а східної частини – 39.6 км.

В межах західної частини в інтервалі глибин 0 – 4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0650 с^-1 , глибше (4 – 8 км) зменшується у чотири рази (+0.0160с^-1), далі (8 – 40 км) дорівнює +0.0258 с^-1. За винятком інтервалу 14 – 19 км, швидкості у земній корі на 0.04 – 0.06 км/с нижчі, ніж у середньому для західної частини УЩ. У східній частині мегаблоку в інтервалі глибин 0 – 4 км швидкісний градієнт має величину  +0.0465 с^-1 , глибше (4 – 8 км) зменшується удвічі (+0.0235 с^-1), в межах більшої частини земної кори (8 – 40 км) градієнт складає  +0.0275 с^-1 (рис. 6, 7).

Вивчення та зіставлення швидкісних характеристик основних структур Інгулецького мегаблоку показало наступне. У верхній частині земної кори Корсунь-Новомиргородського плутону до глибини 15-16 км швидкості на 0,05-0,24 км вищі, ніж в Новоукраїнському масиві. Максимальних величин (+0,20 - +0,24 км/с) перевищення швидкостей досягають в інтервалі глибин 1-4 км, що, ймовірно, спричинене підвищеними швидкостями в межах масивів основних порід у

  

складі Корсунь-Новомиргородського плутону (рис. 8). Глибше 16 км швидкості в земній корі Новоукраїнського масиву та Корсунь-Новомиргородського плутону майже не відрізняються.

В межах Корсунь-Новомиргородського плутону, Новоукраїнського масиву та суміжних територій Інгульського блоку складено схеми розподілу сейсмічних швидкостей на глибинних рівнях 0, 5, 10, 15, 20, 25, 30 та 35 км (рис 9, 10). Характерною особливістю схем є, по-перше, зміна з глибиною конфігурації та простягання ізоліній швидкостей, по-друге, зміна форми й положення областей підвищених швидкостей.

Так, на глибині 0 км ізолінії мають північно-західне простягання, підкреслюють контури області підвищених швидкостей, розташованої в межах Корсунь-Новомиргородського плутону, північно-східної частини Новоукраїнського масиву та території, що прилягає до цих структур зі сходу. На цьому рівні в центральній і північній частинах Новоукраїнського масиву простежується невелика область знижених швидкостей субмеридіонального простягання.

На глибині 5 км не виявлено переважного напрямку простягання – ізолінії швидкостей характеризуються ізометричною формою. В межах західної частини Новоукраїнського масиву та центральної частини Корсунь-Новомиргородського плутону спостерігаються області підвищених швидкостей. Дуже контрастною є остання область, де значення швидкостей відхиляється від середніх (нормальних) значень на +0,30 - +0,35 км/с, або на 4,8-5,7%.

На глибинах 10 та 15 км простягання ізоліній переважно субмеридіональне. Ізолінії окреслюють область підвищених швидкостей центральної та і південної частини Корсунь-Новомиргородського плутону і північної частини Новоукраїнського масиву. Починаючи з рівня 15 км, зі зростанням глибини (до рівня 35 км) простежується зміщення області підвищених швидкостей у східному напрямку, за межі Корсунь-Новомиргородського плутону.

Глибше (20-25 км) відбувається поступова зміна простягання ізоліній від субмеридіонального до субширотного напрямку, збільшуються розміри області підвищених швидкостей в межах Новоукраїнського масиву. На глибинних рівнях 10, 15, 20 та 25 км простежується значне підвищення швидкостей у західному, північно-західному та північному напрямках – від Західно-Інгулецької зони переважно в бік південної частини Корсунь-Новомиргородського плутону та північної частини Новоукраїнського масиву. На цих же глибинах в межах тієї частини Західно-Інгулецької зони, що прилягає до місця спряження Корсунь-Новомиргородського плутону та Новоукраїнського масиву, фіксується область знижених швидкостей.

На глибинних рівнях 30 та 35 км ізолінії швидкостей мають переважно субширотне простягання. Області підвищених швидкостей розташовані у південно-східній частині Корсунь-Новомиргородського плутону і дещо далі на схід та у західній частині Новоукраїнського масиву.

Можна припустити, що зміна з глибиною конфігурації ізоліній швидкостей та розмірів і положення областей підвищених швидкостей відбиває, з одного боку, зміни речовинного складу та, з другого боку, зміни у просторовому розташуванні й розмірах геологічних тіл, що у сукупності формують земну ко-

 Рис. 9. Схеми розподілу сейсмічних швидкостей на глибинних рівнях 0, 5, 10, 15 км в межах Корсунь – Новомиргородського плутону, Новоукраїнського масиву та суміжних територій Інгульського блоку Українського щита. 1 – ізолінії швидкостей; 2 – області підвищених швидкостей (швидкості перевищують середні значення на 0.05 км/с та більше); 3 – контури Корсунь – Новомиргородського плутону (1) та Новоукраїнського масиву (2), 4 – профілі ГСЗ та геотраверс IV. V₀ – 5.93 км/с – осереднене значення швидкості у земній корі Інгульського блоку на відповідному глибинному рівні.

Рис. 10. Схеми розподілу сейсмічних швидкостей на глибинних рівнях 20, 25, 30, 35 км  в межах Корсунь – Новомиргородського плутону, Новоукраїнського масиву та суміжних територій Інгульського блоку Українського щита. Умовні позначення на рис. 9.

 

ру досліджуваної території. Всі ці зміни певним чином повинні впливати на особливості геофізичних полів, які спостерігаються в центральній частині Інгульського мегаблоку.

При порівнянні східної та західної частин Інг мегаблоку виявляється, що західна частина характеризується дещо підвищеними швидкостями в межах всієї товщі земної кори. Найбільших значень (0.09 – 0.11 км/с) ці перевищення досягають в інтервалі глибин 12 – 20 км. Швидкості у земній корі східної частини мегаблоку на глибинах 3 – 26 км на 0.02 – 0.08 км/с нижчі, ніж у середньому для східної частини УЩ.

Інгулецько – Криворізька шовна зона (І – Кшз). Глибинну будову досліджено уздовж профілів ГСЗ:  геотраверси ІV, VІІI, частково вздовж профілю ХХV. Обмежується з заходу Західно – Інгулецьким, зі сходу Криворізько – Кременчуцьким міжмегаблоковим розломом.

Розділ М виявлено на глибині від 40 до 50 км. Характеризується дуже різким перепадом глибин по розділу М від 50 км до 42.5 км, при середньому значенні глибини розділу М 44.8 км. На глибинах 0 – 4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0683 с^-1 , в інтервалі глибин 8 – 12 км реєструється хвилевід, нижче (12 – 40 км) швидкість зростає з градієнтом  +0.0275 с^-1 (рис.11). Починаючи з глибини 8 км та до самих низів кори, швидкості шовної зони нижчі за середні її значення для східної частини УЩ на 0.04 – 0.10 км/с. У порівнянні з Голованівською шовною зоною швидкості у земній корі І – Кшз суттєво нижчі. Дефіцит швидкостей змінюється в межах 0.13 – 0.23 км/с, досягаючи максимальних значень (0.19 – 0.23 км/с) на глибинах 10 – 35 км. Об’єднує вказані шовні зони наявність у верхній частині земної кори хвилеводу (рис. 12).

Середньопридніпровський  мегаблок (СПд). Досліджений вздовж геотраверсів ІІІ,  ІV та VІІI та профілю  ГСЗ  Путивль – Кривий Ріг [7] і частково Синельниково – Чугуїв, південна частина якого була переглянута, але суттєвої зміни по глибині М не було. Обмежується з заходу Криворізько – Кременчуцьким, а зі сходу  Оріхово – Павлоградським та Азово –  Павлоградським міжмегаблоковими розломами. Відзначається суттєвим потовщенням земної кори на заході мегаблоку до 52.5 км, а на сході до 50 км. В центральній частині мегаблоку визначається різке зменшення товщини земної кори до 40 км. Як на окраїнах, так і в центрі СПд виявлено різкі ступені по розділу М від 40 до 50 км. Середня товщина земної кори – 46.1 км.

Градієнт на глибинах 0 – 4 км дорівнює +0.0655 с^-1 , глибше (4 – 8 км) зменшується більше, ніж втричі (+0.0185 с^-1), в межах більшої частини земної кори (8 – 40 км) характеризується постійним значенням –  +0.0278 с^-1 (рис. 13)   У порівнянні з середніми значеннями швидкостей східної частини УЩ швидкості на глибинах 10 – 40 км вищі на 0.02 – 0.03 км/с (рис. 13  ).

Оріхово – Павлоградська  шовна зона (О--Пшз). Розділ М визначено тільки за допомогою точкових зондувань, на глибинах від 40 до 50 км, при середній товщині земної кори 45 км. Характерний різкий перепад глибини по розділу М від 40 до 50 км. Обмежується з заходу Оріхово – Павлоградським та зі сходу Азово–Павлоградським міжмегаблоковими розломами. Швидкості сейсмічних хвиль не розраховувалися.

 

Приазовський  мегаблок (Пр). Досліджений вздовж геотраверсів ІІІ,  ІV та VІІI, профілів  ГСЗ  ХІІІ, Х та частково Добре – 99. Обмежується з заходу Азово–Павлоградським міжмегаблоковим розломом. Глибина до розділу М від 35 до 45 км при середній товщині – 39.1 км. В межах мегаблоку розташовано Східно – Приазовський масив, який, згідно з даними ГСЗ (Добре – 99) [12], характеризується значною сейсмічною розшарованістю земної кори. Необхідно також зауважити, що всі масиви УЩ мають подібну будову земної кори і подібні значення товщини в межах 40-45 км.

В інтервалі глибин 0 – 4 км швидкісний градієнт має найвище для УЩ значення – +0.0683 с^-1 (рис. 14). Глибше  (4 – 8) км градієнт різко зменшується до мінімальних значень для УЩ – +0.0063 с^-1 . На глибинах 7 – 10 виокремлюється хвилевід. Глибше (10 – 40 км) швидкість зростає з градієнтом, який, за винятком Подільського мегаблоку (+0.0218 с^-1), є найнижчим серед розглядуваних структур (+0.0230 с^-1). У верхній частині земної кори (2 – 18 км) швидкості мають більш високі значення у порівнянні з середніми значеннями швидкостей східної частини УЩ, глибше (23 – 38 км) – навпаки, спостерігається дефіцит швидкостей, що з глибиною зростає до значень 0.05 – 0.07 км/с.

 

Обговорення результатів.

 

Західна та східна частини УЩ суттєво відрізняються одна від одної за характером розподілу швидкостей (рис. 15, а, б) (рис. 16). У східній частині значні розходження значень швидкостей між різними структурними підрозділами (до 0.15 км/с) спостерігаються лише на глибинах 4 – 10 км. Нижче цього інтервалу розходження не перевищують 0.115 км/с, змінюючись переважно в межах 0.054 – 0.098 км/с. У західній частині усе навпаки – максимальних значень розходження швидкостей набувають в інтервалі 14 – 45 км (0.144 – 0.238 км/с), в той час як вище (2 – 12 км) ці розходження коливаються в межах 0.053 – 0.147 км/с. Виняток складає лише денна поверхня, де цей параметр має значення 0.232 км/с, що напевне обумовлено значними змінами речовинного складу кристалічних порід, що складають докембрійський фундамент.

Таким чином, західна та східна частини УЩ відрізняються не лише за швидкісними характеристиками, а й за характером їх розподілу у товщі земної кори. Як відзначалося раніше, західна частина УЩ відрізняється від східної як потовщеною земною корою, так і дещо підвищеними швидкостями. У більшості випадків збільшення товщини кори супроводжується підвищеною швидкістю. Наприклад (таблиця 1) середні швидкості (середня швидкість це швидкість у визначеному інтервалі глибин за припущення її постійного значення), визначені вздовж геотраверсу VIII, зростають зі збільшенням товщини кори. Інший приклад – профіль ХХХ, ПК 250 (Корсунь – Новомиргородський плутон) та ПК 270 (західніше плутону). У зв’язку з тим, що верхня частина земної кори плутону значною мірою складена породами основного складу, у цьому місці реєструються  підвищені значення середніх швидкостей  (табл.1, права частина). З глибиною ця різниця поступово суттєво нівелюється й на рівні 30 км середні швидкості вже мають однакові значення.

 

З цього прикладу можна зробити два висновки.

1. Незважаючи на певне насичення верхньої частини земної кори породами основного складу (Корсунь – Новомиргородський плутон), середня швидкість все одно за своєю величиною не перевищує відповідний параметр прилеглої території зі збільшенням товщини кори.

2. Рівність середніх швидкостей на ПК 250 та ПК 270 в інтервалі глибин 30 – 40 км може свідчити про близький середній речовинний склад цих суміжних ділянок. З цього випливає, що основні породи Корсунь – Новомиргородського плутону мають, скоріше за все, коровий, а не мантійний генезис.

 

 

Інгульський мегаблок (західна частина)

– середня швидкість

Таблиця 1.

 

 

 

 

 

ВИСНОВКИ

 

1. Блоки УЩ відрізняються за швидкісними характеристиками та товщинами земної кори. Найтовща земна кора у Бузькому мегаблоці, а найтонша – у Приазовському мегаблоці (рис.17).

2. Західна та східна частини УЩ, розмежовані регіональним швом Херсон – Смоленськ, відрізняються одна від одної середньою товщиною земної кори та швидкісними характеристиками.

3. В межах кожного з блоків товщина земної кори змінюється у досить широких межах. Максимальною контрастністю поверхні Мохоровичича характеризуються Бузький та Середньопридніпровський мегаблоки.

4. Зі збільшенням товщини земної кори зростають швидкості поширення сейсмічних хвиль, що відзначається, як правило, у всій товщі земної кори.

5. Мегаблоки УЩ  мають специфічні особливості глибинної будови та складу земної кори (це визначається швидкісними характеристиками сейсмічних хвиль).

6. Завдяки детальним роботам в межах Інгульського мегаблоку визначено латеральний розподіл швидкостей сейсмічних хвиль на різних глибинних рівнях. Виявлено, що найбільші аномалії швидкостей, від 0.05 км/с і більше , знаходяться переважно в східній та центральній частині Корсунь– Новомиргородського плутону.

 

 

 

ЛІТЕРАТУРА

 

1. Трипольский А.А., Шаров Н.В. Литосфера докембрийских щитов северного полушария Земли по сейсмическим данным. Петрозаводск: Карельский научный центр РАН, 2004, 159 с.

2. Трипольский А.А., Калюжная Л.Т., Омельченко В.Д. Особенности глубинного строения плутонов гранитов рапакиви и габбро–анортозитов Украинского и Балтийского щитов (по сейсмическим данным)// Геофиз. журн., 2000, т.22, № 6, С. 121–136.

3. Соллогуб В. Б., Чекунов А. В. Строение и возраст основания земной коры Центральной и Юго-Восточной Европы.— Геотектоника, 1980. № 1. с. 17—29.

4. Соллогуб В. Б. О структуре земной коры юго-восточной Европы.— Геофиз. сб. / АН УССР. I967. вып. 19, с. 13—30.

5. Соллогуб В. Б. Структура земной коры Украины.— Геофиз. сб. АН УССР, 1970. вып. 38. с. 22—35.

6. Строение земной коры центральной и юго-восточной Европы (по данным взрывной сейсмологии) /Под ред. В. Б. Соллогуба, Д. Просена, Г. Милитцера.— Киев: Наук. думка. 1971.— 280 с.

7. Чекунов А.В., Харитонов О.М., Омельченко В.Д. и др. Профиль ГСЗ Путивль – Кривой Рог через сверхглубокие скважины Украины. Геофиз. журн., 1992, т.14, № 1, С. 3–10.

8. Соллогуб В. Б. Литосфера Украины. Киев: Наук. думка, 1986.— 183 с.

9. Тектоническая карта Украинской ССР и Молдавской ССР, 1:500 000, 1988, 20 листов.

10. Схема глубинного строения литосферы юго – западной части ВЕП, масштаб 1:1000 000. (под ред. А.В. Чекунова). Киев: Госкомгеологии Украины, 1992. – 6 листов.

11. Старостенко В.И., Пашкевич И.К., Кутас Р.И. Глубинное строение Украинского щита. Геофиз. журн., 2002, т.24, № 6, С. 36 – 48.

12. «Dobrefraction – 99” – velocity model of the crust and upper mantle beneath the Donbas Foldbelt (East Ukraine). The “DOBRE fraction – 99” Working group. Tectonophysics, 371, 2003, P. 81 – 110.

13. Upper lithospheric seismic velocity structure across the Pripyat Trough and tha Ukrainian Shield along the EUROBRIDGE – 97  profile. H. Thybo, T. Janik, V.Omelchenko and other. Tectonophysics, 371, 2003, P. 41 – 79.

 

Швидкісні неоднорідності і рельєф кордону. Український щит

Швидкісні неоднорідності і рельєф кордону розділу Мохоровічіча мегаблоків і шовних зон Українського щита В. Д. Омельченко, А. А. Трипільський, А. Б. Носенко Інститут геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України, Київ, Україна

 

У статті розглянуті сейсмічні (у першу чергу швидкісні) характеристики й неоднорідності земної кори, а також рельєф розділу Мохоровичича (М) Українського щита по даним регіональних геофізичних досліджень методом ГСЗ. Проведено порівняльний аналіз швидкостей і глибин залягання розділу М для східної й західної частини, а також кожного мегаблока Українського щита.

 

До теперішнього часу на території Українського щита (УЩ) виконаний великий обсяг регіональних геофізичних досліджень методом глибинного сейсмічного зондування (ГСЗ) [1-8, 9, 10]. За матеріалами досліджень уздовж ліній геотраверсів і регіональних профілів складені численні сейсмічні зрізи і вивчені швидкісні неоднорідності земної кори УЩ. Складена також структурна схема поверхні розділу Мохоровічіча (розділу М) території УЩ [8]. У деяких роботах наведені нові результати вивчення швидкісних неоднорідностей як окремих структур [1], так і блоків, з яких складаються УЩ [2]. У даній роботі продовжені дослідження, започатковані в [1, 2]. За даними методу ГСЗ у роботі розглянуті і проаналізовані сейсмічні (перш за все, швидкісні) характеристики і неоднорідності земної кори, а також структурна схема рельєфу розділу М, що була складена після внесення деяких корективів в існуючу схему [8, 11]. Проведено також порівняльний аналіз сейсмічних швидкостей та потужностей земної кори західної та східної частин УЩ, а також кожного з мегаблоків УЩ.

 

УЩ підрозділяється на наступні мегаблокі (рис.1): Волинський, Подільський, Росинський, Бузький, Інгульський, Середньопридніпровський та Приазовський, а також на три міжмегаблокові шовні зони - Голованевську, Інгулецко-Криворожську і Оріхово-Павлоградську. На підставі аналізу матеріалів ДСЗ нами встановлено, що за швидкісним параметрами земна кора УЩ розділяється на дві частини - західну і східну, лінією розмежування між якими є трансрегіональний шов Херсон-Смоленськ [11, 12]. Швидкості поздовжніх хвиль (V _P ) в західній частині УЩ вище, ніж у східній в середньому на 0,06 км/с (близько 0.8-1.00%), причому це перевищення залишається майже постійним у всій товщі земної кори.

Розглянемо докладно швидкісні характеристики і неоднорідності всіх зазначених структурних підрозділів УЩ.

Західна частина УЩ

До неї відносяться Волинський, Подільський і Росинський мегаблокі, Голованевская шовний зона і західна частина Інгульского мегаблоку.

Волинський мегаблок (В) на заході обмежений Сущано-Пержанським межблоковим разломом, на сході - Тетеревським і Брусилівським межблоковимі розломами.

Глибинна будова мегаблоку вивчена вздовж геотраверсів II і VI [13, 14] та профілю ДСЗ Евробрідж –97 [10]. У межах мегаблоку за результатами досліджень на профілі Евробрідж-97 уточнені глибини залягання розділу М. Так на заході, в районі Сущано-Пержанского розлому, розділ М залягає на глибині 55 км, на схід, в межах Коростенського плутону, – на глибині 45 км. Крім того, за результатами досліджень Евробрідж-97, в районі Коростенського плутону на глибині 40-45 км виявлено коро-мантійную суміш (КМС), яка характеризується швидкостями Р-хвиль, рівними 7.4-7.6 км/с.

На одній з ділянок Коростенського плутону швидкість Р-хвиль в інтервалі глибин 0-10 км дорівнює 6,15 км/с [10]. У близькому інтервалі глибин у північно-східній частині плутону виявлено аномально високошвидкісне тіло, нижче якого на глибині 10-12 км залягає шар з пониженою швидкістю (6.07 км/с). На південній околиці плутону потужність цього шару зростає до 6 км - його кровля фіксується на глибині 7 км, підошва - на 13 км.

Глибина розділу М в районі Коростенського плутону зростає в напрямку з півдня на північ від 40 до 45 км. У тому ж напрямку гранична швидкість розповсюдження Р-хвиль вздовж розділу М збільшується від 8.1 до 8.5 км/с. У результаті моделювання хвильових полів у верхній мантії виділена похила сейсміческая межа, яка починає простежуватися в межах північної частини Пріпятской западини на глибині 48 км, що просторово збігається з розділом М. У південному напрямку межа швидко занурюється під Коростенський плутон до глибини 75-76 км. Швидкість поширення Р-хвиль вздовж кордону змінюється від 8.37 до 8.50 км/с. Слід підкреслити, що на північ від цієї межі ізоліній швидкостей горизонтально, а на південь мають куполообразну форму. Найбільш занурена частина кордону простежується в межах Південно-Припятського глибинного розлому [10].

Середня товщина земної кори Волинського мегаблоку становить 44.2 км. У межах південно-східної частини мегаблоку на глибинах 45 і 52.5 км виділяються два ступені по поверхні розділу М.

 

На рис.2 наведені усереднені швидкісні функції для земної кори Волинського мегаблоку і західній частині УЩ. В інтервалі 0-4 км міра зростання (або зниження в окремих випадках) швидкості в глибинах земної кори Волинського мегаблоку - швидкісний градієнт - характеризується значенням +0.0600 з ^-1 . Глибше (інтервал 4-8 км) градієнт знижується в чотири рази - +0,0150 з ^-1 , далі, на глибині 8-40 км. градієнт дорівнює +0.0278 ^{з -1 -1} та +0.0218 з ^-1 відповідно.

Подільський мегаблок (Пд) на заході і півночі обмежений Тетеревським межмегаблоковим розломом, на сході - Немировським і Брусилівським межмегаблоковими розломами. Глибинну будову мегаблоку вивчено вздовж геотраверса У1 і профілю ДСЗ Евробрідж-97 [10, 14]. За результатами робіт на цьому профілі уточнені глибини залягання розділу М (рис.1). середня товщина земної кори становить 50.8 км і змінюється від 40 км на півдні і півночі до 52 км у центральній частині Подільського мегаблоку, де виділяється два ступені по поверхні розділу М з переходом глибин від 40 до 50 км.

 

 

Для мегаблоку характерна підвищена швидкість на денній поверхні (6.13 км/с) і майже постійний і низький у порівнянні з іншими структурами УЩ градієнт швидкості, який змінюється у вузьких межах - від +0,0200 з ^-1 до +0.0218 з ^-1 (рис. 3). Настільки низький градієнт призводить до того, що в нижній частині земної кори мегаблоку швидкості на 0.10-0.14 км/с нижче, ніж в середньому для західної частини УЩ (рис. 3).

Бузький мегаблок (Бг) на заході обмежений Немировським, на сході - Тальновскім межмегаблоковимі розломів. Глибинну будову мегаблоку вивчено вздовж геотраверсів IV та VI і частково вздовж профілю ДСЗ ХХХ [14]. Середня товщина земної кори становить 53.7км. Поверхня розділу М залягає у великому інтервалі глибин - від 40 до 62.5 км і характеризується змінним і ступенеобразним рельєфом.

 

Для Бузького мегаблоку характерна підвищена швидкість на денній поверхні (6.09 км/с) (рис. 4 ). В інтервалі глибин 0-4 км градієнт швидкості дорівнює +0.0375 з ^-1 , глибше (4 - 8 км) градієнт знижується більш, ніж у два рази (+0.0170 з ^-1 ), далі (8-40 км) знову зростає до +0.0279 з ^-1 . Швидкості в земній корі Бузького мегаблоку, за винятком інтервалу 12-20 км, вище, ніж для західної частини УЩ (рис. 4).

Росинський мегаблок на заході обмежений Брусилівським, на сході - Тальновським межблоковими розломами. Поверхня розділу М, визначена виключно за даними точкових сейсмічних зондувань, залягає на глибині 45-50 км при середній глибині 47,5 км. Так як на території Росінського мегаблоку профільні дослідження ГСЗ не проводилися, швидкості розповсюдження сейсмічних хвиль тут не розраховувалися.

Голованевьска шовна зона (Гшз) на заході обмежена Тальновським, на сході - Первомайським межмегаблоковим розломом. Глибинна будова зони вивчена вздовж геотраверсів IV-VI, профілів ГСЗ ХХХ і частково ХХV. Середня потужність земної кори дорівнює 48.8 км. Поверхня розділу М залягає на глибині від 40 до 57.5 км, контрастні ступені поверхні розділу М виявлені на глибинах 42.5-52.5 км.

 

Характерна риса зони - підвищені на 0.08-0.10 км/с швидкості в порівнянні з середніми значеннями для західних частин УЩ (рис. 5). Це перевищення фіксується майже у всій товщі кори, за винятком інтервалу глибин 5-9 км, де виділяється шар з пониженою швидкістю. В інтервалі глибин 0-4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0812 з ^-1 , що, за винятком Приазовського мегаблоку (+0.0888 з ^-1 ), є максимальним значенням для зазначеного інтервалу . Глибше (9-4 і більше км) швидкість зростає з градієнтів, рівним +0.0289 з ^-1 (рис. 5).

Західна частина Інгульского мегаблоку (Інг) . Трансрегіональний шов Херсон-Смоленськ поділяє Інгульскій мегаблок на дві частини - західну і східну. Слід підкреслити, що Інгульскій мегаблок в цілому з усіх мегаблоків УЩ є найбільш детально досліджених методом ГСЗ: це геотраверси IV, VI і VШ, профілі ХХIV, ХХV, ХХХ і ХХХVI та точки зондування. З заходу мегаблок обмежений Первомайським межмегаблоковим розломом, зі сходу - Західно-Інгулецьким та Криворізько-Кременчуцьким межмегаблоковимі розломами. Глибини до розділу М в межах Інгульского мегаблоку змінюються від 35 до 47.5 км. В області з'єднання західної та східної частин мегаблоку розташовані Корсунь-Новомиргородський Плутон і Новоукраїнський масив.

 

Середня товщина земної кори західної частини Інгульского мегаблоку становить 41.3 км. В інтервалі глибин 0-4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0650 з ^-1 , глибше (4-8 км) знижується в чотири рази (+0.0160 з ^-1 ), далі (8-40 км) дорівнює +0.0258 з ^-1 , за винятком інтервалу 14-19 км швидкості в земній корі на 0.04-0.06 км/с нижче, ніж в середньому для західної частини УЩ (рис. 6).

Східна частина УЩ

До неї відносяться східна частина Інгульского мегаблоку, Інгулецко-Криворізька шовна зона, Середньопридніпровский мегаблок, Орехово-Павлоградська шовна зона та Приазовський мегаблок.

 

Східна частина Інгульского мегаблоку (Інг). Середня товщина земної кори становить 39.6 км. В інтервалі глибин 0-4 км швидкісний градієнт має величину +0.0465 с, глибше (4-8 км) знижується в 2 рази (+0.0235 с), в межах більшої частини земної кори (8-40 км) градієнт дорівнює +0.0275 с ( рис. 7).

відзначена раніше висока детальність досліджень ГСЗ дозволила вивчити швидкісні характеристики не тільки всього мегаблоку в цілому, але й окремих структур, таких, як Корсунь-Новомиргородський Плутон і Новоукраїнський масив. Встановлено, що у верхній частині земної кори Корсунь-Новоміргордского плутону до глибини 15-16 км швидкості на 0.0500.24 км/с вище, ніж у Новоукраїнському масиві. Максимальних величин (до +0.20 - +0.24 км/с) перевищення швидкостей досягають у інтервалі глибин 1-4 км., Що, ймовірно, викликане підвищеними швидкостями в межах масивів основних порід у складі Корсунь-Новомиргородського плутону (рис. 8). Глибше 16 км швидкості в земній корі Ново-Українського масиву і Корсунь-Новомиргородського плутону майже не розрізняються.

Рис. 9,10

 

В межах Корсунь-Новомиргородського плутону, Новоукраїнського масиву і прилеглих територій Інгульського блоку складені схеми розподілу сейсмічних швидкостей на глибинних рівнях 0,5,10,15,20, 25,30 і 35 км (рис. 9, 10). Характерною особливістю схем є, по-перше, зміна з глибиною конфігурації та пролягання ізоліній швидкостей і, по-друге, зміна форми і положення областей підвищених швидкостей.

На глибині 0 км ізолінії мають північно-західне пролягання, підкреслюючи контури області підвищених швидкостей, що розташована в межах Корсунь-Новомиргородського плутону, північно-східно частини Новоукраїнського масиву і території, що прилягають зі сходу до цих структур. На цьому рівні в центральній та північній частинах Новоукраїнського масиву простежується невелика область знижених швидкостей cубмеридіанального пролягання.

На глибині 5 км переважний напрямок пролягання ізоліній не фіксуються - останні характеризуються ізометричною формою. У межах західної частини Новоукраїнського масиву і в центрі Корсунь-Новомиргородського плутону спостерігаються області підвищених швидкостей. Остання з них є дуже контрастною - в її межах швидкості відхиляються від середніх значень на +0.30 - +0.35 км/с, або на 4.8-5.7%.

На глибині 10 і 15 км пролягання ізоліній переважно субмеридіональне. Ізолінії обводять область підвищених швидкостей центральної та південної частин Корсунь-Новоміргородского плутону і північної частини Новоукраїнського масиву. Починаючи з рівня 15 км, по мірі зростання глибини (до рівня 35 км) спостерігається зміщення області підвищених швидкостей в східному напрямку, частково за межі Корсунь-Новомиргородського плутону.

Глибше (20-25 км) відбувається поступове зміна пролягання ізоліній від субмеридіонального до субширотного напрямку, трохи збільшуються розміри області підвищених швидкостей в межах Новоукраїнського масиву. На глибинних рівнях 10,15, 20 та 25 км простежується значне зростання швидкостей в західному, північнозахідному і північному напрямках - від Західно-Інгулецької зони переважно у бік південної частини Корсунь-Новомиргородського плутону і північної частини Новоукраїнського масиву. На цих же глибинах в межах тієї частини Західно-Інгулецької зони, що прилягає до місця з'єднання Корсунь-Новомиргородського плутону та Новоукраїнського масиву, фіксується область знижених швидкостей.

На глибинних рівнях 30 і 35 км ізолінії швидкостей мають переважно субширотне пролягання. Області підвищених швидкостей розташовані в південно-східній частині Корсунь-Новомиргородського плутону і трохи на схід, а також в західній частині Новоукраїнського масиву.

Можна припустити, що зміна з глибинної конфігурації ізоліній і розмірів і положення областей підвищених швидкостей відображає, з одного боку, зміна речового складу а, з іншого боку, зміни в просторовому розташуванні і в розмірах різних геологічних тіл, які формують в сукупності земну кору території, що вивчається. Всі ці зміни певним чином повинні впливати на особливості геофізичних полів центральної частини Інгульського мегаблоку.

Порівняння західної та східної частин Інгульського мегаблоку показує, що західна частина характеризується кількома підвищеними швидкостями в межах всієї товщі земної кори. Найбільших значень (0.09-0.11 км/с) ці перевищення досягають у інтервалі глибин 12-20 км. У земній корі східної частини Інгульського мегаблоку швидкості на глибинах 3-26 км на 0.02-0.08 км/с нижче, ніж в середньому для східної частини УЩ.

Інгулецько-Криворізька шовна зона (І-КШЗ). Глибинна будова Зони вивчена вздовж геотраверсів IV і VIII і частково вздовж профілю ХХV. З заходу структура обмежена Західноєвропейським Інгулецьким, сходу - Криворізько-Кременчуцьким міжмегаблоковим розломом.

Рис. 11

Рис. 12

Поверхня розділу М залягає на глибині 38-52 км і характеризується різким перепадом глибини в районі Кіровоградського глибинного розлому. Середня товщина земної кори дорівнює 44.8 км. На глибинах 0-4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0683 з ^-1 , в інтервалі глибин 8-12 км реєструється волновід, нижче (12-40 км) швидкість зростає з градієнтом +0.0275 з ^{-- 1} (мал. 11). Починаючи з глибини 8 км і до самих низів кори, швидкості в Інгуло-Інгулецькій шовній зоні нижче середніх значень швидкостей в межах східної частини УЩ на 0.04-0.10 км/с. У порівнянні з Голованівською шовною зоною швидкості в земній корі розглянутої структури істотно нижче. Дефіцит швидкостей змінюється в межах 0.13-0.23 км/с, досягаючи максимальних значень (0.19-0.23 км/с) на глибинах 15-35 км. Об'єднує зазначені шовні зони наявність волновода у верхній частині земної кори (рис. 12).

Середньопридніпровський мегаблок (СПд) вивчений вздовж геотраверсів III , IV і VIII, профілів ГСЗ Путивель-Кривий Ріг [7] і південної частини профілю Синельникове-Чугуїв. Незважаючи на те, що сейсмічні матеріали за профілем Синельникове-Чугуїв були переглянуті, це не внесло істотних змін у отриманий раніше варіант інтерпретації. С заходу мегаблок обмежений Криворізько-Кременчуцьким, зі сходу - Оріхово-Павлоградським та Азово-Павлоградським міжмегаблоковими розломами. Фіксується істотне потовщення земної кори до 52.5 км на захід від мегаблоку і до 50 км - на сході. У центральній частині мегаблоку відзначено різке скорочення потужності кори до 40 км. В околицях частинах і в центрі виявлені контрастні ступені по поверхні розділу М, у межах яких остання зміщується по вертикалі від 40 до 50 км. Середня товщина земної кори мегаблоку - 46.1 км.

На глибинах 0-4 км швидкісний градієнт дорівнює +0.0655 з ^-1 , глибше (4-8 км) зменшується більше, ніж у три рази (+0.0185 з ^-1 ) в інтервалі 8-4 км (більша частина земної кори) швидкісний градієнт характеризується постійним значенням й дорівнює +0.0278 з < sup> -1 . У порівнянні з середніми значеннями швидкостей східної частини УЩ швидкості в земній корі мегаблоку на глибинах 10-40 км вище за все на 0.02-0.03 км/с (мал. 13).

 

Оріхово-Павлоградська шовна зона (О-Пшз). Положення поверхні розділу М визначено, при відсутності профільних спостережень, лише за допомогою точкових сейсмічних зондувань. Глибина 40-50 км, при середній товщині земної кори 45.0 км характерний різька зміна глибин залягання поверхні розділу М від 40 до 50 км. З заходу Оріхово-Павлоградська шовна зона обмежена Оріхово-Павлоградським, зі сходу - Азово Павлоградськими межмегаблоковими розломами. З огляду на відсутність даних швидкості розповсюдження сейсмічних хвиль не розраховувалися.

Приазовський мегаблок (Пр). Дослідженний вздовж геотраверсів III, IV, і VIII, профілів ДСЗ X, XIII і частково Добре-99 . З заходу мегаблок обмежений Азово-Павлоградським межмегаблоковим розломів. Потужність земної кори змінюється від 35 до 45 км при середній потужності - 39.1 км. У межах мегаблоку виділяється Східно-Приазовський масив, земна кора якого згідно з даними ГСЗ на геотраверсе IV та профілі Добре-99 [9,15] характеризується підвищеним рівнем сейсмічної відображаємості.

 

В інтервалі глибин 0-4 км швидкісний градієнт характеризується максимальним для УЩ значенням - +0.0683 з < sup> -1 (мал. 14). Глибше (4.-8 км) швидкісний градієнт різко знижується до мінімального для УЩ значення - +0.0063 з ^-1 . На глибинах 7-10 км виділяються хвилеводи. Глибше (10-40 км) швидкість зростає з градієнтом, який, за винятком Подільського мегаблоку (+0.0218 з ^-1 ), є найнижчим серед структурних підрозділів поділок УЩ (+0.0230 з ^-1 ). У верхній частині земної кори (2-18 км) швидкості мають більш високі значення в порівнянні з середніми швидкостями східної частини УЩ, глибше (18-38 км) - навпаки, спостерігається дефіцит швидкостей, який з глибиною зростає до 0.05-0.07 км/с (мал. 14).

Обговорення результатів

Рис. 15

Рис. 16

Одним з головних результатів досліджень, викладених у цій роботі полягає в тому, що вперше встановлено помітне розходження між західною та східною частинами УЩ як за характером розподілу та величинам швидкостей поширення сейсмічних хвиль, так і за середньою товщиною земної кори (рис. 15, 16).

Наприклад, в східній частині УЩ значні розподіли величин швидкостей між різними структурними підрозділами (до 0.15 км/с) спостерігаються лише на глибинах 4-10 км. Нижче розбіжності не перевищують 0.115 км/с, переважно змінюючись в межах 0.054-0.100 км/с. У західній частині, навпаки, максимальні розбіжності швидкостей відзначаються в інтервалі 14-45 км (0.145-0.240 км/с), в той час як вище по розрізу (2-12 км) ці розбіжності спостерігаються в межах 0.055-0.145 км/с. Виняток становить лише денна поверхня, де цей параметр дорівнює 0.232 км/с, що, очевидно, пояснюється значними змінами речового складу порід, з яких складається верхня частина кристалічного фундаменту західної частини УЩ.

Усереднені значення швидкостей в земній корі західної частини УЩ На 0.02-0.10 км/с вищі, ніж у його східній частині, причому перевищення відзначаються в межах всієї товщі земної кори від 0 до 43 км. По величинам і характеру цих перевищень земна кора може бути умовно поділена на три частини: 1) глибини 0-4.5 км, різниця швидкостей - 0.06-0.10 км/с:, глибини 4.5-14.5 км, різниця швидкостей - 0.02-0.05 км/с і глибини 15.5-43 км, різниця швидкостей - 0.05-0.08 км/с. Просторово ці частини майже збігаються з трьома швидкісними поверхами, виділеними в земній корі Українського щита за результатами досліджень методом ДСЗ на 1-у міжнародному геотраверсі [15].

Середня товщина земної кори західній частині УЩ (46.9 км) значно перевищує цей параметр східної частини УЩ (42.3 км). У межах кожної з частин потужність земної кори змінюється відповідно до наступних, досить подібних закономірностей. Вони полягають у наступному. На краях кожної з частин (Волинський блок на заході і Приазовський блок на сході) потужність земної кори помітно знижена. За напрямом до середини (Росинський і Бузький блоки на заході, Средньопридніпровський блок на сході) потужність кори сильно зростає. І далі, у напрямку до області з'єднання західної та східної частин УЩ (трансрегіональний шов Херсон-Смоленськ) потужність кори зменшується (мал. 17). Таким чином, у напрямку з північно-заходу на південний схід середня потужність земної кори Українського щита хвилеподібно змінюється при довжині хвилі близько 500-600 км (мал. 17). В цей час складно однозначно пояснити подібний характер зміни потужності земної кори. Не виключено, що й на інших докембрійських щитах може спостерігатися такий же рельєф поверхні розділу М. У всякому разі, на розрізі за профілем Феннолора (Балтійський щит) також відзначається хвилеподібна зміна потужності земної кори за напрямом з півдня на північ при довжині хвилі 500-600 км [16].

 

В загальному, західна і східна частини УЩ розрізняються не тільки швидкісними параметрами, але і характером їх розподілу у товщі земної кори. Слід відзначити, що західна частина УЩ відрізняється від східної як потовщеною земною корою, так і підвищеними швидкостями. У більшості випадків збільшення потужності кори супроводжується підвищеними швидкостями в інтервалі глибин від денної поверхні до підошви земної кори.

Висновки

1. Мегаблоки і шовні зони Українського щита розрізняються за швидкісним характеристикам, за потужністю і складом земної кори, що пов'язаний з інтеграцією в глибинну будову.

2. Західна і східна частини Українського щита, розмежовані регіональним швом Херсон-Смоленськ, відрізняються середньою потужністю земної кори і швидкісними характеристиками.

3. У межах кожного з блоків потужність земної кори змінюється, як правило, в широких межах. Максимальной контрастністю поверхні розділу М характеризуються Бузький і Придніпровський блоки.

4. Зі збільшенням потужності земної кори зростають швидкості поширення сейсмічних хвиль, що спостерігається, як правило, в межах всієї товщі земної кори.

5. За результатами детальних досліджень методом ГСЗ в межах Інгульського мегаблоку вивчено латеральний розподіл швидкостей сейсмічних хвиль на різних глибинних рівнях. Показано, що найбільш контрастні позитивні аномалії швидкостей від 0.05 км/с і більше, прив'язані переважно до східної і центральної частин Корсунь-Новомиргородського плутону.

6. Результати досліджень, виконаних у цій роботі, можуть бути використані при складанні геологічних моделей земної кори як Українського щита в цілому, так і окремих його структурних підрозділів.

Робота виконана в рамках цільової програми «Створення комплексної тривимірної геофізичної моделі літосфери в зв'язку з магматизмом, тектонікою і утворенням родовищ корисних копалин».

 

Список літератури

1. Трипільський А.А., Калюжна Л.Т., Омельченко В.Д. Особливості глибинного-будови плутонів гранітів ріпакової і габро-анортозітів Українського та Балтійського щитів (за сейсмічними даними)//Геофіз. журн. - 2000. - т.22, № 6. - С.121-136.

2. Трипільський А.А., Шаров Н.В. Літосфера докембрійських щитів північної півкулі Землі з сейсмічними даними. - Петрозаводск: Карельський науковий центр РАН, 2004. -159 с.

3. Соллогуб В.Б., Чекунов А.В. Будову і вік підстави земної кори Центральної та Південно-Східної Європи//Геотектоніка. - 1980. - № 1. - С.17-29.

4. Соллогуб В.Б. Про структуру земної кори південно-східної Європи//Геофіз.сб. АН УРСР. - 1967. - Вип.19. - С.13-30

5. Соллогуб В.Б. Структура земної кори України//Геофіз.сб. АН УРСР. - 1970. - Вип. 38. - С. 22-35.

6. Будова земної кори центральної та південно-східної Європи (за даними вибухової сейсмологіі)/Під ред. В. Б. Соллогуба, Д. Просена, Г. Мілітцера. - Київ: Наук.думка. 1971. - 280 с.

7. Чекунов А.В., Харитонов О.М., Омельченко В.Д. та ін Профіль ГСЗ Путивль-Кривий Ріг через надглибинні свердловини України//Геофіз. журн. - 1992. - т.14, № 1. - С. 3-10.

8. Соллогуб В.Б. Літосфера Київ України з: Наук.думка, 1986. -183 с.

9. "Dobrefraction - 99" - velocity model of the crust and upper mantle be-neath the Donbas Foldbelt (Tfst Ukraine ). The "DOBREfraction - 99" Workinggroup//Tectonophysics. - 2003. - 371. - P.81-110.

10. H. Thybo, T. Janik, V. Omelchenko et al. Upper lithospheric seismic velociti structure across the Pripyat Trough And Ukrainian Shield along the EUROBRIDGE - 97 profile//Tectonophysics. . - 2003. - 371. - P. 41-79

11. Схема глибинної будови літосфери південно-західної частини ВЕП, Масштаб 1:1000 000/Под ред. А. В. Чекунова. - Київ: Держкомгеології України, 1992. - 6 аркушів.

12. Старостенко В.І., Пашкевич І.К., Кутас Р.І. Глибинна будова Українського щита//Геофіз.журн. - 2002. - т.24, № 6. - С.36-48.

13. Літосфера Центральної та Східної Європи: Геотраверси I, II, V//Отв. ред. В. Б. Соллогуб. - Київ: Наукова думка, 1987. - 168 c.

14. Літосфера Центральної та Східної Європи: Геотраверси I, II, V//Отв. ред. В. Б. Соллогуб. - Київ: Наукова думка, 1988. - 172 c.

15. Трипільський А.А., Гейко В.С., Ліванова Л.П., Трипільська В.А., Цвєткова Т.А. Сейсміческая модель земної кори//Літосфера штаб-ної та Східної Європи: Геотраверси IV, VI, VIII. - Київ: Наукова думка, 1988. - C.13-23.

16. Guggisberg B., Kaminski W. Prodehl C. Crustal structure of the Fenno-scandian Shield: A travel time interpretation of the long rang FENNOLORA seismic reflection profile//Tectonophysics. - 1991. - v. 195. - P.105-137.

 

Підписи до рисунків до статті В.Д . Омельченко, А. А. Тріпольского, А. Б. Носенко «Швидкісні неоднорідності і рельєф кордону розділу Мохоровічіча мегаблоків і шовних зон Українського щита».

 

Рис. 1. Схема глибинної будови і тектонічного районування Українського щита по поверхні ріфейського фундаменту (відповідно до [8] з доповненнями В. Д. Омельченко за матеріалами [7, 9, 10])

1 - ізогіпси поверхні М, км; 2 - Межа ДДА; 3 - межа ВЕП; 4 - контури Українського щита; 5 - межа Волинсько-Оршанської западини; 6 - глибинні розломи з геологічними даними; 7 - проекції різких ступенів розділу М на доріфейський фундамент; 8 - зони мантійних розломів (літосферні лінеаменти за В. Б. Сологубу і А. В. Чекунову); 9 - профілі ГСЗ; 10 - геотраверси.

Мегаблоки: (В - Волинський, Пд - Подільський, Р - Росинський, Бг - Бузький, Інг - Інгульський, СПд - Средньопридніпровський, Пр - Приазовський) 11 - архейські мегаблоки; 12 - архейські, перероблені в палеопротерозої, мегаблоки; 13 - палеопротерозойські мегаблоки; 14 - шовні зони (Гшз - Голованівська, І-Кшз - Інгуло-Криворізька , О-Пшз - Орехово-Павлоградська); 15 - міжмегаблокові розломи (цифри в гуртку): 1 - Тетеревський, 2 - Брусиловський, 3 - Немирівський, 4 - Тальнівській, 5 - Первомайський, 6 - Західно-Інгулецький, 7 - Криворізько - Кременчуцький, 8 - Орехово-Павлоградський, 9 - Азово-Павлоградський, 10 - Луцький, 11 - Сущано-Пержанський; 16 - масиви: Кр - Коростенський, К-Н - Корсунь-Новомиргородський, В-Пр - Східно-Приазовський; 17 -- Херсон-Смоленський трансрегіональний тектонічний шов (Х-С).

Інші скорочення: ДДА - Дніпровсько-Донецький авлакоген, Дб - Донбас, В-О - Волино-Оршанський рифт.

Рис. 2. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Волинського мегаблоку; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 3. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Подільського мегаблоку; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 4. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Бузького мегаблоку; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 5. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Голованівської шовної зони; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 6. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) західної частини Інгульского мегаблоку; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 7. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) східній частині Інгульського мегаблоку; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 8. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Новоукраїнського масиву; 2 - графік V = f (H) Корсунь-Новомиргородського плутону.

Рис. 9. Схеми розподілу сейсмічних швидкостей на глибинних рівнях 0 (а), 5 (б), 10 (в), 15 (р) км у межах Корсунь-Новомиргородського плутону, Новоукраїнського масиву і суміжних територій Інгульского блоку Українського щита. 1 - ізоліній швидкостей; 2 - області підвищених швидкостей (швидкості перевищують середні значення на 0.05 км/с і більше); 3 - контури Корсунь-Новомиргородського плутону (1) і Новоукраїнського масиву (2), 4 - профілі ГСЗ і геотраверс ІV. V ₀ = 5 .93 км/с  середнє значення швидкості в земній корі Інгульского блоку на відповідному глибинному рівні.

Рис. 10. Схеми розподілу сейсмічних швидкостей на глибинних рівнях 20 (а), 25 (б), 30 (в), 35 (р) км у межах Корсунь-Новомиргородського плутону, Новоукраїнського масиву і суміжних територій Інгульского мегаблоку Українського щита. Умовні позначення див. на рис. 9.

Рис. 11. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Інгулецько-Криворізької шовної зони; 2 - графік V = f (H) для східної частини Українського щита.

Рис. 12. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Голованівської шовної зони; 2 - графік V = f (H) Інгулецько-Криворізької шовної зони.

Рис. 13. Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Среднєпридніпровського мегаблоку; графік V = f (H) для східної частини Українського щита.

Рис. 14. Графіки V=f(H) земної кори: 1 - графік V = f (H) Приазовського мегаблоку; 2 - графік V = f (H) для східної частини Українського щита.

Рис . 15. Суміщені Графіки V = f (H) структурних підрозділів східної (а) і західної (б) частин Українського щита.

а) 1 - графік V = f ( H) Средньопридніпровського мегаблоку; 2 - графік V = f (H) Інгульського мегаблоку (східна частина); 3 - графік V = f (H) Приазовського мегаблоку; 4 - графік V = f (H) Інгулецько-Криворізької шовної зони ;

б) 1 - графік V = f (H) Подільського мегаблоку; 2 - графік V = f (H) Інгульського мегаблоку (західна частина); 3 - графік V = f (H) Волинського мегаблоку; 4 - графік V = f (H) Голованівської шовної зони; 5 - графік V = f (H) Бузького мегаблоку.

Рис. 16. Усереднені Графіки V = f (H) земної кори: 1 - графік V = f (H) для східної частини Українського щита; 2 - графік V = f (H) для західної частини Українського щита.

Рис. 17. Мегаблоки і шовні зони Українського щита.

Мегаблоки: В - Волинський, Пд - Подільський, Р - Росинський, Бг - Бузький, Інг - Інгульський , Спд - Средньопридніпровський, Пр - Приазовський.

Шовні зони: Гшз - Голованівська шовна зона, І - Кшз - Інгулецько - Криворізька шовна зона, О - Пшз - Орехово -- Павлоградська шовна зона.

Дані по Україні

Автори - [Гейко В.С.] , Цвєткова Т.А., Шумлянська Л.А., Бугаєнко И.В., Заєц Л.Н.

Горизонтальні зрізи 3-d P-швидкісної моделі верхньої мантії території України
              (Гейко В.С.,Цвєткова Т.А.,Шумлянськая Л.А, Бугаєнко И.В.,Заєц Л.Н.)

Широтні вертикальні зрізи 3-d P-швидкісної моделі
                         верхньої мантії території України
  (Гейко В.С.,Цвєткова Т.А.,Шумлянськая Л.А, Бугаєнко И.В.,Заєц Л.Н.)

Довготні вертикальні зрізи 3-d P-швидкісної моделі
                    верхньої мантії території України
  (Гейко В.С.,Цвєткова Т.А.,Шумлянськая Л.А, Бугаєнко И.В.,Заєц Л.Н.)

Схема аномалій низькошвидкісного шару перехідної зони верхньої мантії
                           (Шумлянськая Л.А, Заєц Л.Н.,Цвєткова Т.А.)

 

За останнє десятиліття були проведені численні сейсмотомографічні дослідження, присвячені як мантії окремих регіонів, так і Землі взагалі. Проте детальні дослідження, присвячені мантії під територією України до сих пір не проводилися.

Тривимірна Р-швидкісна модель верхній мантії під територією України була отримана за методом Тейлорового наближення рішення задачі сейсмічної томографії, запропонованим В. С. Гейко. Цей метод має ряд переваг у порівнянні з традиційною лінерізацією: більшу точність наближення нелінійності, може використовуватися при менших обмеженнях для швидкісної функції; не вимагає задання референтної швидкості як початкового наближення; задача є коректною по Тіхонову; знижується розмірність задачі чисельного обернення.

На його основі була проведена робота по вивченню швидкісної будови верхньої мантії під територією України. Результати швидкісної будови мантії представлені у вигляді горизонтальних та вертикальних перерізів до глибини 850км. Горизонтальні перерізи представлені в фактичних швидкостях, вертикальні (довготні і широтні) - у вигляді нев'язок щодо узагальненної моделі середньої швидкості, отриманої для мантії Євразії.

По швидкісним характеристикам проведена структуризація верхньої мантії під територією України. Виділено високошвидкісної шар сейсмічної літосфери, що представляє верхню частину верхньої мантії, і низькошвидкісний шар перехідної зони верхньої мантії. Показано взаємозв'язок швидкісної будови цих верств з тектонічною будовою, як на регіональному рівні (відмінності у швидкісій будові верхньої мантії під платформою і молодим оточенням), так і між структурними елементами земної кори території України.

За даними сейсмотомографіі під територією України виділено два типи мантійних областей під нафтогазоносними районами - для крайових частин Східно-Європейської платформи і рифтової структури (ДДВ). Виявлена кореляція між швидкісними аномаліями низькошвидкісного шару перехідної зони верхньої мантії і основними родовищами нафти і газу України.

 

Умовні позначення до вертикальних перетинів 3-d P-швидкісної моделі верхньої мантії території України: Аз - Приазовський блок; Ал - Альпи; Апу - Апусені; Бал-c - Балтійська сінекліза; Бал-м - Балтійське море, Бог-М - Богемский масив, В-П - Волино-Подільська плита; Б-Ка - Великий Кавказ, В-Кр - Східні Карпати, В-О -ав - Волино-Оршанський авлакоген; Віл - Волинський блок УЩ; Віл-У - Волго-Уралія; Злодій-М - Воронезький крістліческій масив, В-вп - Східно-Чорноморська западина; Гд-вп - Гданська западина; Гол - Голованевська шовна зона; Д-пр - Преддобруджінській прогин; ДДВ - Дніпрово-Донецька западина; ДДВ-с - схил Дніпрово-Донецької западини; Дін - Дінаріди; Дн-Б - Дністрово-Бузький блок УЩ; Днб - Донбас; Днп - Придніпровський блок УЩ; Дод - Добруджа; З-вп - Західно-Чорноморська западина; Ін-Ку - Індоло-Кубанський передовий прогин; К1 - Красногорсько-Рославльский блок КМА; К2 - Брянський блок КМА; К3 - Лівенско-Ефремовскій блок КМА; К4 - Курсько-Білгородський блок КМА; Кір - Кіровоградський блок УЩ; КМА - мегаблок Курська магнітна аномалія; Кр - Карпати; Крм - Крим; Кр -пр - Предкарпатский передовий прогин; Лд-вп - Лодзінська западина; Лос - Лосівська шовна зона; М-Б-ак - Мазуро-Білоруська антікліза; Мз-пл - Мізійская плита; О-Пв - Орехово - Павлоградська шовна зона; Ор-вп - Оршанська западина; П-Б-вп - Подляссько-Брестська западина; Па - Пачелмский авлакоген; Пан-вп - Паннонська западина; Пр-вп - Припятська западина; Прік - Прикаспійська западина; Р-Т - Росінсько-Тікічський блок УЩ; Ріст - Ростовський виступ; с - схил; С-М-м - Сербо-Македонський масив; С-мк - Предсудетська монокліналь; Сил - Верхнесілезський басейн; Скіф - Скіфська плита; Ст-П - Стара Планина; Суд - Судети; Трс - Трансільванська западина; ТТЛ - Тейсейра-Торнквістська лінія; УЩ - Український щит; Фен - Фенноскандія; Чер-м - Чорне море; Х1 - Калач-Ертільскій блок Хоперського мегаблоку КМА; Х2 - Камишинський блок Хоперского мегаблоку КМА; Х3 - Варваринський блок Хоперского мегаблоку КМА; Хоп - Хоперский мегаблок КМА; Щ-вп - Щеціньська западина; Ц-п & ndash ; Центрально-Чорноморське підняття; Ц-Пол - Центрально-Польський вал; Ю-Кр - Південні Карпати.

 

Література:

1. Гейко В.С., Цвєткова Т.А., Шумлянська Л.А., Бугаєнко І.В., Заєць Л.Н. (2005) Регіональна 3-D P-швидкісна модель мантії Сарматії (південно-захід Східно-Європейської платформи)//Геофіз. журн .- 27, № 6 - С.927-939.

2. Гейко В.С., Шумлянська Л.А., Бугаєнко І.В., Заєць Л.Н., Цвєткова Т.А. (2006) Тривимірна модель верхній мантії України з часів приходу Р-хвиль.//Геофіз. журн .- 28, № 1 - С.3-16.

3. А. Л. Шумлянська, Л.Н. Заєць, Т.А. Цвєткова (2007) Тривимірна швидкісна структура мантії території України та нафтогазоносності.//Геофіз.журн. - 29, № 1 - С.122-131.