Большая часть работ с преломленными волнами, проведенных в Тихом и Индийском океанах, выполнена сотрудниками Океанографического института Скриппса. За этот период много новых сведений было получено сотрудниками Ламонтской обсерватории, Гавайского университета, а также японскими и советскими исследователями. Авторам не удалось использовать эти работы, так как не все из них доступны. Однако это, видимо, не должно изменить статистической оценки основных параметров. Данные Океанографического института Скриппса отражены в приведенных здесь гистограммах. На фиг. 1 показано расположение 229 пунктов измерений, данные которых положены в основу анализа.
Скорости
На фиг. 2 представлена гистограмма скоростей волн Р для всех слоев, зарегистрированных в ходе работ Океанографического института Скриппса в пунктах, где глубина воды превышала 2000 м. Приведенные значения скоростей соответствуют вычисленным «истинным скоростям» для встречных или дублированных профилей и наблюдаемым скоростям для профилей, пройденных только в одну сторону. В осадочном слое методом преломленных волн было выполнено лишь немного измерений скоростей волн. Как правило, осадочный слой столь тонок, что преломленные в нем волны при измерениях на поверхности воды регистрируются позднее вступлений от более глубоких слоев. Кроме того, имеются явные признаки изменения скорости волн при возрастании мощности осадков, так что вступления от осадочного слоя, если они и зарегистрированы, образуют на годографе короткую петлю, которая выражена лишь на небольших расстояниях от пункта взрыва. Существенным исключением являются районы с большой мощностью терригенных осадков, как, например, Аляскинский залив и Берингово море. Там удается выделить вступления преломленных волн от осадочной части разреза и использовать их для определения скорости. К сожалению, эти значения скорости нельзя считать типичными для осадочного слоя океанов в целом. Проведенный в последние годы анализ отражений под большим углом показал, что скорость волн Р в глубоководных осадках возрастает с глубиной от 1,5 км/с у ложа океана примерно на 1,0 км/с на каждый километр осадков. Средняя скорость волн в обычных глубоководных осадках близка к 1,65 км/с.
Слой, подстилающий осадки, обычно называют вторым слоем, что позволяет избежать его литологической характеристики. Соответствующие ему значения скоростей колеблются в широких пределах, что частично объясняется погрешностями наблюдений, поскольку первые вступления от этого слоя можно наблюдать лишь на небольшом расстоянии от пункта взрыва. На 22 пунктах измерений второй слой вообще не был выделен; если он там существует, то оценка мощности вышележащих осадков была неверна. Полученные значения скоростей колеблются в интервале 3,4—6,0 км/с. В одном месте (севернее Гавайских островов) данной части разреза соответствуют два слоя со скоростями около 4 и 5,5 км/с. Возможно, что так обстоит дело и в других районах, но пока это не обнаружено. Вероятно, второй слой состоит как из более древних осадочных отложений, так и из изверженных пород.
Данные о скоростях в третьем, океаническом слое отличаются наименьшим разбросом; все значения группируются вокруг величины 6,8 км/с. Разброс данных лишь незначительно превышает погрешность их определения, что позволяет считать, что слой этот однороден по составу и его физические параметры не изменяются в пределах океанических впадин.
Данные по мантии указывают на медианное значение скорости, равное 8,1 км/с; разброс данных здесь несколько выше, чем для океанического слоя, однако погрешность их определения примерно такая же, как и для волн в коре. Значительная часть наблюдаемых в мантии сравнительно больших изменений скорости может быть обусловлена анизотропией при распространении волн. О полевых наблюдениях, посвященных количественной оценке анизотропии, см. на стр. 208.
Мощности слоев
Мощность осадков, как правило, мала; в Тихом и Индийском океанах она почти нигде не достигает 1 км, а значение ее моды составляет 300 м (см. гистограмму фиг. 3). В отдельных районах осадочный покров практически отсутствует: так, севернее острова Гавайи на Гавайской дуге осадочный слой выклинивается (вероятно, ложе океана покрыто здесь лавовыми потоками Гавайского хребта). Большая часть мощных осадочных отложений приурочена к Аляскинскому заливу и Берингову морю, где абиссальные равнины подстилаются обломочными отложениями, поступающими с побережья Аляски. Мощные осадки были обнаружены и в нескольких пунктах в северной части Индийского океана. Несомненно, вдоль окраин океанических впадин имеется много других районов с мощным осадочным покровом; в центральной же части впадин увеличение мощности отмечено лишь в зонах пакопления карбонатных осадков близ экватора.
Медианное значение мощности второго слоя равно 1,4 км, однако отмечается большой разброс данных (фиг. 4). Частично это может быть обусловлено неточным определением скорости волн в слое, но в основном, вероятно, отражает реальные различия мощностей. В некоторых местах данные профилирования отраженными волнами позволяют выделить во втором слое, определенном по вступлениям преломленных волн, явные внутренние границы, соответствующие горизонтам более древних осадков. В то же время в ряде участков второй слой, несомненно, представлен сравнительно молодыми лавами (экспериментальная скважина Мохо в районе острова Гваделупа, а возможно, и Гавайская дуга). В этих случаях более древние осадки, вероятно, скрыты под лавами. Таким образом, природа второго слоя остается одной из загадок строения океанической коры; не исключено, что его состав подвержен региональным изменениям. В нескольких местах между осадками и собственно океанической корой обнаружено два слоя.
Медианное значение мощности океанического слоя (фиг. 5) составляет 4,7 км. Большая часть определений мощности находится в интервале значений 2,4—7,6 км, хотя в ряде пунктов измерений отмечены и большие значения. Океанический слой повышенной мощности обнаружен под океаническими желобами, у подошвы хребтов, образующих островные дуги (например. Алеутский и Гавайский хребты), а также у краев некоторых замкнутых бассеннов (например, Коралловое море). Тонкий океанический слой приурочен к гребню Восточнотихоокеанского поднятия, к некоторым подводным поднятиям, отделяющим океанические желоба от впадип, а также к Гвайской дуге. Видимо, под хребтами островных дуг существует вздутие океанического слоя, которое выступает по обе стороны хребта и под ложем океана.
Медианное значение глубины границы М составляет 11,1 км (фиг. 6). Среднее значение несколько больше, если учитывать данные о мощностях коры в районе океанических желобов. Погрешность каждого определения глубины этой границы не меньше 0,5 км, а для некоторых пунктов измерений может быть и больше. Если составить график, осями которого будут служить глубина границы М и глубина океана, то, как видно на фиг. 7, для всех пунктов с глубиной воды 2000 м и более намечается некоторая корреляция между этими параметрами, но в направлении, противоположном тому, какого следовало бы ожидать, исходя из изостатического равновесия: чем глубже океан, тем глубже и граница мантии. Скачок плотностей, равный примерно 0,5 г/см3, на границе океанической коры и мантии позволяет объяснить различия в строении океанической и континентальной коры с точки зрения изостазии. Однако при этом мы не можем, видимо, объяснить изменения глубин океана. Следовательно, плотность верхней мантии под океанами должна изменяться в горизонтальном направлении.
Различия между Тихим и Индийским океанами
Между средними значениями параметров, характеризующих строение коры и скорости волн в Тихом и Индийском океанах заметная разница отсутствует, имеющиеся же различия обусловлены различием той доли, которая в Тихом и Индийском океанах приходится на площади, занятые абиссальными равнинами, рифтовыми зонами, океаническими желобами, абиссальными холмами и другими морфологическими структурами. Ниже приведены средние значения скоростей под двумя океанами:
Хорошо видно, что отличия параметров Индийского океана находятся в пределах дисперсии данных по обоим океанам. Поэтому мы вправе рассматривать данные по Индийскому океану как выборку из единой статистической совокупности данных.
Аномальные районы
Главная аномальная зона Тихого океана — находящееся в его юго-восточной части Восточнотихооксанское поднятие, представляющее собой часть мировой рифтовой системы. Вдоль гребня поднятия отмечаются скорости около 7,5 кы/с; сходные значения наблюдаются в Калифорнийском заливе (на гистограмме фиг. 2 они не учтены) и вдоль подводного хребта Хуан-де-Фука вблизи орегонского побережья. Отличительными особенностями этой зоны, по-видимому, являются меньшие скорости и сильное затухание волн в мантии, меньшая глубина ее кровли и высокие значения теплового потока в узкой полосе вдоль гребня поднятия.
Берингово море, вероятно, когда-то представляло собой часть Тихоокеанского бассейна, от которого оно было отчленено. В дальнейшем впадина была частично заполнена терригенными осадками и осела под их грузом. Вблизи подножия материкового склона в восточной части глубокой впадины и вдоль Алеутского хребта мощность океанического слоя сильно возрастает, что обеспечивает постепенный переход к структуре земной коры, характерной для континентов и островных дуг. Аналогичное утолщение океанического слоя обнаружено под западной частью Кораллового моря. Имеются сообщения об аномально малой глубине кровли мантии в некоторых частях Охотского моря в пределах Курильской дуги. В сложной зоне Филиппин и Индонезийского архипелага кора, очевидно, имеет иное строение, однако для каких-либо общих выводов данных еще недостаточно.
В океанических желобах кровля мантии всюду находится ниже, чем в смежной океанической впадине; под внешними хребтами, отделяющими желоба от впадин, глубина кровли мантии, как правило, меньше нормальной.
Выводы
Средние значения параметров по Райтту [2], характеризующие разрез коры под океанами, все еще остаются надежными. Иные оценки средних значений связаны прежде всего с тем, как определял исследователь «нормальную» область. В настоящее время используются следующие медианные (не средние) значения параметров:
Закономерные региональные изменения параметров сводятся к следующему. Мощность осадков больше в районах, где накапливается обломочный материал, доставляемый с континентов мутьевыми потоками; скорость волн в мантии и глубина ее кровли часто меньше нормальных вдоль глобальной рифтовой системы. Глубина кровли существенно больше нормальной под океаническими желобами и в некоторых районах вблизи подножия материкового склона, где поблизости отсутствует желоб. Уровень кровли мантии не изменяется согласно принципу изостазии при изменении глубины океана. Скорее мощность слоя от ложа океана до границы М остается постоянной независимо от глубины воды. Это наводит на мысль, что изменения глубины воды в океанических впадинах определяются региональными изменениями плотности верхней мантии, а не изменениями мощности коры.