Содержание к диссертации
Введение
1. Выполнение GPS-измерений и обработка данных 14
1.1. Характеристика сети наблюдений 14
1.2. Приборы и технология проведения полевых наблюдений 21
1.3. Программы обработки
1.4. Данные, используемые для обработки 25
1.5. Этапы обработки 26
1.6. Выводы 28
2. Методические вопросы GPS-измерений и обработки 29
2.1. Продолжительность GPS-измерений 29
2.2. Определение системы отсчета при вычислении скоростей 32
2.3. Выбор системы отсчета при анализе поля скоростей 38
2.4. Выводы 47
3. Особенности поля скоростей Центрального Тянь-Шаня 49
3.1. Анализ поля скоростей 49
3.1.1. Южная часть Центрального Тянь-Шаня 50
3.1.2. Поле скоростей западного участка сети 54
3.1.3. Восточная зона 63
3.2. Поле деформации 63
3.3. Выводы 68
4. Корреляционные зависимости поля скоростей 72
4.1. Современные движения и сейсмичность 72
4.2. Современные движения и геоэлектрические особенности земной коры 78
4.3. Выводы 84
Заключение 87
Литература 89
- Приборы и технология проведения полевых наблюдений
- Определение системы отсчета при вычислении скоростей
- Поле скоростей западного участка сети
- Современные движения и геоэлектрические особенности земной коры
Введение к работе
Обоснование темы, ее актуальность
Тянь-Шань - внутриконтинентальная горная система длиной около 2500 км и шириной 300-350 км, расположенная в Центральной Азии (рис. 1). Удаленность его от зон столкновения континентов и субдукций порождает множество вопросов и споров о его происхождении. Причина орогенеза Тянь-Шаня не выяснена до сих пор. Среди исследователей все еще нет единого мнения о природе тектонических процессов, механизмов взаимодействия блоков и слоев земной коры [1-3]. Согласно одной из точек зрения, формирование горного пояса во внутриконтинентальной обстановке происходит в результате тангенциального растяжения - рифтогенеза (В.И. Попов, Б.Б. Таль-Вирский, Ф.Н. Юдахин и др.). Другая точка зрения сводится к представлению о складчатой природе новейших поднятий и впадин за счет горизонтального сжатия земной коры (O.K. Чедия, П. Молнар, В.И. Макаров и др.).
СДЗК являются объектом исследования многих дисциплин: геологии, геодезии, геофизики. И хотя исследования проводятся уже длительное время, ни одна из них не может достаточно полно ответить на вопросы о скоростях современных движений. Традиционные геолого-геоморфологические, наземные геодезические и сейсмологические методы изучения современных движений и деформаций земной коры имеют значительные ограничения по пространственному и временному разрешению [3-13]. Геологические методы дают слишком большие осреднения. Они изучают суммарный результат тектонических движений за длительные периоды времени, в течение которых характер движений мог значительно меняться. Даже четвертичная геология, изучающая наиболее короткие события, имеет дело с объектами и процессами, время образования и развития которых весьма продолжительно (десятки и сотни тысяч лет). Их характеристики могут не отвечать нынешним полям напряжений и направленности перемещений и деформаций земной коры.
Методы традиционной наземной геодезии имеют большие ограничения: они требуют прямой видимости между соседними наблюдаемыми пунктами, а измеряемые сети не могут быть достаточно большими и ограничиваются сравнительно короткими базами, характеризуя движения на локальных участках. Сейсмичность характеризует лишь тектонически-активные области, статистика их, как правило, недостаточна, поэтому параметры движений нередко спорны.
Возможность высокоточного измерения современных движений земной коры появилась в результате создания на базе навигационной системы NAVSTAR системы глобального позиционирования (GPS - Global Positioning System) [14-16] и развитии на ее основе методов космической геодезии [17-20]. Система NAVSTAR (Navigation Satellite Timing and Ranging) использует 29 спутников (на 30 октября 2001 года) с орбитальным периодом в 12 часов. Спутники движутся вокруг Земли на высоте примерно 20200 км от ее поверхности в шести различных орбитальных плоскостях, имеющих наклон к экватору в 55°. За спутниками Министерством Обороны США осуществляется непрерывное слежение. Имеется четыре станции слежения, три станции связи и центр, осуществляющий контроль и управление за всем наземным сегментом системы. На каждом спутнике расположено несколько высокоточных атомных часов и они непрерывно передают радиосигналы с собственным уникальным идентификационным кодом. Станции слежения ведут непрерывное наблюдение за спутниками и передают данные в центр управления, где элементы спутниковых орбит и коэффициенты поправок спутниковых шкал времени уточняются и посылаются по каналам связи на спутники не реже одного раза в сутки. Сигналы со спутников принимаются наземными GPS-приемниками, которые вычисляют свое местоположение. Трехмерные координаты на поверхности Земли могут быть определены по измерениям расстояний от трех спутников. Но это при условии, что часы на спутниках и в приемнике имеют одинаковый ход. В реальности в приемниках установлены часы с невысокой точностью хода, поэтому для устранения ошибок времени требуется четвертый спутник (обычно максимальное количество спутников, принимаемых геодезическими GPS-приемниками, составляет от 8 до 12). Расстояния до спутников определяются двумя способами. По первому, псевдодальность вычисляется по измерениям времени прохождения радиосигнала от космического аппарата до приёмника, умноженным на скорость света. При этом для определения времени распространения сигнала необходимо знать, когда он покинул спутник. Для этого на спутнике и в приёмнике одновременно генерируется одинаковые псевдослучайные коды, при сравнении которых вычисляется время задержки. При втором способе используются фазовые измерения несущей частоты сигналов.
Космическая геодезия начала бурно развиваться в последнее десятилетие 20 века, охватывая все более новые территории [1,21-29]. Ее преимущество заключается в том, что она позволяет проводить наблюдения в любых погодных и климатических условиях, в любое время суток. У нее нет ограничений на размер охватываемых территорий. Практически, это может быть и весь Земной Шар, а могут быть и различные локальные участки на поверхности Земли, как, например, оползни и ледники.
Цель и основные задачи исследования
Основная цель работы - изучение поля скоростей современных движений земной коры территории Центрального Тянь-Шаня по данным восьмилетних GPS измерений. В соответствие с основной целью сформировались следующие задачи:
- Совершенствование методики измерений, обработки и интерпретации данных космо-геодезических наблюдений.
- Изучение пространственного распределения скоростей и кинематики современных движений земной коры Центрального Тянь-Шаня.
- Исследование корреляционных связей поля скоростей с другими геофизическими полями.
Объект исследования
Структура работы
Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и списка использованной литературы, включает 36 рисунков и 9 таблиц.
Результаты, представленные в диссертации, являются итогом исследовательской и практической деятельности автора в период с 1994 по 2000 годы в составе Опытно-методической электромагнитной экспедиции и научной станции ОИВТ РАН, организатором и бессменным руководителем которых до 1999 года был безвременно ушедший Юрий Андреевич Трапезников. Он был для автора образцом целеустремленности, самоотдачи и просто талантливого человека. Во многом благодаря Юрию Андреевичу стало возможным появление данной работы, которая явилась также результатом деятельности многих людей - сотрудников коллектива НС ОИВТ РАН и различных организаций США, России, Казахстана и Кыргызстана.
Автор выражает искреннюю признательность научному руководителю, академику Российской Академии Наук A.M. Фридману, исполнительному директору ОИВТ РАН, д.т.н В.А. Зейгарнику и заместителю директора НС ОИВТ РАН Г.Г. Щелочкову за их ценные советы и проявленную настойчивость.
Хотел бы выразить благодарность научному директору UNAVCO (University Navstar Consortium), профессору Массачусетского Технологического Института Томасу Херингу за терпение и выдержку при освоении автором программ GPS-обработки.
Искренне признателен коллегам по работе О.М.Лесик, А.В.Миколайчуку, В.Д.Брагину, П.В.Еремееву, Б.Н.Бакка, А.И.Новомлинцеву, Д.В.Сливенко, А.В.Новикову, С.И.Кузикову, американским ученым П.Молнару, Б.Хэйгеру, Р.Рейлинджеру, М.Гамбургеру, сотрудникам Казахского института сейсмологии.
Особую благодарность хотел бы выразить О.И.Мосиенко за большую помощь на всем протяжении работы.
Приборы и технология проведения полевых наблюдений
Информация, получаемая с различных типов GPS-приемников, имеет разные форматы. Для использования этих данных совместно, ее сначала необходимо привести к единому виду. Одним из таких стандартных форматов является формат RINEX. Для преобразования исходных данных в этот формат использовалась программа "teqc" разработки UNAVCO (University Navstar Consortium).
Основная обработка GPS-данных осуществлялась на компьютерах типа SUN Sparc Station под управлением операционной системы Solaris 7 пакетом программ GAMIT/GLOBK [31,32], разработанным в Массачусетском Технологическом Институте США.
Пакет GAMIT состоит из отдельных модулей, выполняющих функции подготовки данных для GPS-обработки, генерации таблиц интерполированных данных спутниковых орбит, вычисления разностных значений наблюдений (между двумя спутниками и двумя приемниками, называемых двойными разностями), обнаружения отскоков и перерывов в данных, вычисления оценок параметров методом наименьших квадратов. Программы GAMIT для определения координат пунктов наблюдений используют измерения фаз несущих частот, дробные части которых регистрируются в GPS-приемниках с большой точностью. При этом возникает проблема целочисленной фазовой неоднозначности, так как отсутствует информация о количестве целых периодов информационного сигнала, укладывающихся на пути от спутника до наземного пункта. Для первого момента после "захвата" спутника приемником значения этих величин неизвестны и в качестве первого их приближения используются значения псевдодальностей. Точные же значения рассчитываются по методу наименьших квадратов в результате обработки. Существенное влияние на точность определения координат оказывают ошибки, возникающие при выполнении измерений. В GAMIT для их устранения используются различные методы [33-35]:
Для устранения ошибок, связанных с задержками при прохождении луча через ионосферу и вносящих наибольший "вклад" (до 10 м) в погрешности измерений, используется тот факт, что распространение радиосигналов в ионосфере дисперсионно, то есть задержка зависит от частоты сигнала. Формируя линейные комбинации из фазовых измерений L1 и L2, называемые LC: - Ошибки, связанные с некоторой нестабильностью часов на спутниках, а в особенности, в приемниках, устраняются за счет применения в расчетах так называемых двойных разностей. - Задержки сигнала в тропосфере - самом нижнем от земной поверхности слое атмосферы, зависящие от метеорологических параметров и высоты спутника над горизонтом, компенсируются при расчете математической модели этого слоя атмосферы. Но при резкой смене погоды, то есть при быстром изменении метеопараметров в районе пункта наблюдения, ошибки могут оставаться значительными. В результате GAMIT обработки получаются решения двух типов: - Первый тип решения - это оценки координат пунктов наблюдений и параметров спутниковых орбит и земного вращения. В этом решении используются жесткие ограничения на априорные координаты для хорошо изученных станций (до 2-3 мм) и свободные (до 100м) для новых пунктов. Данное решение может использоваться самостоятельно при определении координат пунктов наблюдений, но, в основном, оно применяется для контроля качества решения. - Второй тип решения в виде ковариационной матрицы используется для дальнейших расчетов в GLOBK. В этом решении применяются свободные ограничения на априорные значения для всех определяемых параметров. Пакет GLOBK служит для подготовки и обработки данных на основе фильтра Кальмана [36]. Одно из назначений данного пакета - это объединение отдельных сессий, например, однодневных решений для получения усредненных оценок координат пунктов наблюдений за период многодневного эксперимента (кампании). Другое назначение GLOBK - объединение решений отдельных кампаний, проведенных в течение нескольких лет, с целью получения оценок скоростей движений наземных пунктов. С помощью данного пакета также могут быть вычислены зависимости координат пунктов наблюдений во времени. В состав пакета включены различные программы постобработки и представления результатов. Подготовка и отображение графической информации выполнялась с помощью пакета GMT (Generic Mapping Tools) [37], в состав которого входят около 60 свободно распространяемых программ, позволяющих оперировать с двух- и трехмерными наборами данных, включая такие операции, как фильтрацию, выделение полиномиальных трендов, интерполяцию данных. Построение графической информации производилось в формате Encapsulated PostScript в виде 2- и 3-мерных изображений. Вывод карт может осуществляться в 25 различных картографических проекциях, а графиков - в линейном, логарифмическом и экспоненциальном масштабах. При обработке использовались данные, необходимые как для работы пакета GAMIT/GLOBK, так и всей работы в целом. В первую очередь это уже упомянутые RINEX-файлы, содержащие информацию о фазах несущих частот и псевдодальностях по всем наблюдаемым спутникам и создаваемые для каждого из пунктов измерений. Далее перечислены основные виды данных, с указанием организации (в скобках), производящей эти данные.
Определение системы отсчета при вычислении скоростей
На верхнем графике показана зависимость угловой скорости от азимута. Угловая скорость возрастает по часовой стрелке сначала незначительно. В секторе от -35 до 15 она изменяется от 0.5 до 0.7 мсек/год. Далее с 30 до 90 угловая скорость возрастает с 0.8 до 1.5 мсек/год. Пункты, расположенные ближе к центру вращения, на графике находятся выше, то есть имеют большую угловую скорость. Если в правой части графика оставить только близкие к центру вращения точки (с таким же радиусом, как для левой половины), то положение линии полинома изменится, она станет круче. На нижнем графике показана зависимость угловой скорости от расстояния до центра вращения. Хотя линия полинома на большей части графика имеет почти постоянный уровень, нельзя сказать, что угловая скорость не зависит от радиуса. У северо-западных ближних пунктов (100-180 км от центра вращения) угловая скорость такая же, как у северо-восточных дальних (200-270 км). То есть, скорость вращения зависит и от расстояния до центра вращения, и от азимута. Она больше в восточной части и при меньших радиусах от центра вращения.
При внимательном рассмотрении графика можно увидеть разделение пунктов наблюдений на две группы. Граница между ними почти по всей длине проходит по линии полинома. Оказалось, что одну группу (на графике левую нижнюю) сформировали пункты, расположенные в секторе с -35 до 40. Другую -с 45 до 95. Разделение пунктов на две группы может означать, что по азимуту 40- 45 от центра вращения (пункты ТЕМ4 - ARS4 на рис. 21) имеется какой-то барьер, где угловая скорость резко меняет свою величину.
В пределах западного участка сети находится и Таласо-Ферганский разлом -правосторонний сдвиг северо-западного простирания, относящийся к числу крупнейших тектонических структур Центральной Азии. По геологическим данным среднегодовые сдвиговые движения на разломе за новейшее время составляют от 5 до 15 мм/год. Наиболее сильно это проявляется в средней части разлома [46,47].
Для определения величины современных сдвиговых движений на разломе для близлежащих к разлому GPS-пунктов были вычислены касательная и нормальная к линии разлома составляющие векторов скоростей и построены графики этих величин отдельно для каждого крыла разлома (рис. 23). Практически для всех точек юго-западного крыла касательная компонента скорости больше, чем для северо-восточного. Величина смещения между бортами разлома в среднем не превышает 1 мм/год. Хотя эта величина на порядок отличается от геологических данных, направление соответствует правостороннему сдвигу. Для нормальной составляющей скорости такая зависимость не прослеживается. Для того, чтобы проверить, действительно ли сдвиговые движения связаны с Таласо-Ферганским разломом, он был условно перенесен на 0.55 к северу (штриховая линия на рис. 20). Величина смещения 0.55 выбрана только из соображений равномерности расположения пунктов наблюдений с двух сторон "новой линии разлома". Графики зависимости касательной и нормальной составляющих векторов скоростей для этого случая показаны на рис. 24. Значения касательной компоненты векторов скоростей в юго-западном крыле также выше, чем в северовосточном. То есть юго-западное крыло "нового разлома" также движется быстрее северо-восточного, хотя сдвиг здесь выражен слабее - 0.5-0.8 мм/год, а разброс значений вокруг аппроксимирующей прямой больше. Пример показывает, что сдвиговые смещения в районе к Таласо-Ферганского разлома не связаны с ним, а характеризуют общее распределение скоростей в регионе.
В восточной части Центрального Тянь-Шаня GPS-наблюдения были впервые проведены в 1992-1993 годах. После получения первых результатов о скоростях современных движений в данном районе была обнаружена зона, в которой скорости резко затухали. Поэтому для ее детализации в 1997 году количество пунктов там было значительно увеличено. В настоящее время они представляют собой довольно плотную сеть в виде нескольких профилей. Поле скоростей данного региона показано на рис. 25, а их значения приведены в таблице 8. На рисунках 26 и 27 показаны графики изменения значений северной и восточной компонент скорости в зависимости от широты, построенные по четырем профилям (рис. 25).
Особенностью восточной зоны является то, что меридиональная компонента скорости с юга на север резко затухает. Это свидетельствует о сильном сжатии в меридиональном направлении, что особенно интенсивно проявляется между 42.5 и 43 с.ш. Кроме того, все векторы здесь имеют значительную широтную составляющую восточного направления. С юга на север ее вклад в общую величину векторов возрастает, что создает видимость разворота векторов по часовой стрелке. Однако, при более детальном рассмотрении (рис. 27) видно, что в меридиональном направлении значение широтной компоненты практически не изменяется. В то же время, к востоку ее величина нарастает, что свидетельствует об удлинении земной коры в данном направлении. Полученные результаты можно объяснить выдавливанием горных масс в широтном направлении за счет сильного меридионального сжатия. Возможно, следствием этого процесса и являются современные поперечные трансорогенные структуры север-северо-западного простирания (рис. 4).
Поле скоростей западного участка сети
Как было показано в [51], при сравнении поля деформации (рис. 28) и распределения эпицентров землетрясений (рис. 29) наблюдается значительное сходство внешних контуров областей максимального горизонтального сжатия и плотности распределения сейсмичности. Как известно, мощность сейсмоактивного слоя в тянь-шаньском регионе изменяется в пределах от 5 до 30 км [52], то есть сейсмичность характеризует деформации в верхней части земной коры, в то же время GPS-наблюдения фиксируют их на дневной поверхности. По-видимому, здесь можно говорить о проявлениях единого тектонического процесса.
Для более детального сопоставления сейсмичности и современных движений земной коры на рис. 30 показан фрагмент деформационного поля рисунка 28, ограниченный рамками действия сейсмологической сети, с вынесенными на него сейсмическими событиями энергетического класса К 6.0. Оказалось, что наиболее интенсивное проявление сейсмичности, в большей степени, приурочено к градиентным зонам перехода между областями отрицательных и положительных деформаций (скопления эпицентров в районе 73.5 в.д. и 42.2 с.ш. являются афтершоками Суусамырского землетрясения). Для получения количественных характеристик указанной зависимости для деформационного поля в узлах сетки был вычислен модуль градиента. Далее, для различных заданных уровней (Ц) полученного градиентного поля подсчитывалось отношение (в %) размера площади (S;), на которой значения поля больше заданного (U Ui), ко всей площади (S) рассматриваемой территории. Аналогично подсчитывалось отношение (также в %) количества землетрясений Ni5 случившихся на территории S;, ко всем сейсмическим событиям N, произошедшим на территории S. Отображение N;/N от S;/S в виде графика позволяет оценить зависимость между этими параметрами. Прохождение линии графика под углом 45 к осям говорит об отсутствии какой-либо связи между ними. То есть, если площадь области максимального сжатия, к примеру, составляет 30% от площади всей территории и на ней происходит также 30% всех землетрясений, то это свидетельствует о том, что распределение сейсмичности не связано с местоположением области.
На рис. 31 представлены графики зависимостей N;/N от S/S для всей территории в целом (72 - 79 в.д.) и отдельно для ее западной (72 - 76) и восточной (76 - 79) частей. Видно, что существует значительная зависимость между градиентными зонами деформационного поля и распределением слабых сейсмических событий. Так, почти 70% всех землетрясений происходит на 20% территории. Имеется некоторое отличие в поведении кривых для западной и восточной частей рассматриваемого региона. В восточной половине зависимость несколько сильнее, чем в западной, хотя это, возможно, происходит из-за недостаточного объема статистики по количеству сейсмических событий или из-за недостаточной точности определения деформационного поля.
Для расчета коэффициента пространственной корреляции между градиентным полем деформации и полем плотности распределения эпицентров землетрясений была использована следующая методика. Для различных заданных уровней каждого из полей строились зоны, где значения поля были выше заданных. Эти области накладывались друг на друга и подсчитывались: площадь их пересечения (операция "логическое И") и общая занимаемая площадь (операция "логическое ИЛИ")- Отношение площадей дало коэффициент пространственной корреляции.
В результате проведенного анализа оказалось, что для различных уровней градиентного деформационного поля и поля плотности распределения эпицентров землетрясений коэффициент пространственной корреляции, рассчитанный описанным выше способом, не превышает значения 0.5. Столь низкий коэффициент означает слабую корреляционную зависимость между этими полями. В то же время рис. 31 и выполненные к нему расчеты свидетельствует об обратном, то есть то, что между рассматриваемыми данными существует сильная зависимость.
Такое противоречие можно объяснить тем, что существует односторонняя связь между плотностью распределения эпицентров землетрясений и градиентом деформационного поля: землетрясения в земной коре случаются чаще там, где на поверхности Земли находится градиентная зона. При этом, совсем не обязательно, чтобы во всех градиентных зонах происходили сейсмические события. Таким образом, высокая степень зависимости рассмотренных параметров дает основание предполагать, что они обусловлены общим геодинамическим процессом.
Одним из основных результатов исследований, полученных в [53], явилось обнаружение в земной коре проводящего слоя. Были определены проводимость и глубина залегания кровли слоя по нескольким субмеридиональным профилям, пересекающим весь Киргизский Тянь-Шань и смежную территорию Казахстана. Карта глубины залегания кровли проводящего слоя после интерполяции данных на равномерную сетку, представленная в работе [51], показана нарис. 32. Нарис. 33 эта же поверхность представлена в виде трехмерного изображения. Наименьшая глубина залегания поверхности проводящего слоя отмечается в районе Нарынской впадины (до 15 км). С удалением на север поверхность погружается и в районе южного окончания Казахского щита достигает 40 км. Наличие проводящего слоя на глубине 50 км наблюдается и за Таласо-Ферганским разломом в сторону Ферганской впадины.
В этой же работе форма кровли проводящего слоя была сопоставлена с полем деформации. На рис. 34 показаны трехмерное изображение поверхности слоя (из рис. 33) и наложенное поверх него поле деформации. Из-за отсутствия данных на юг от Кыргызстана нет возможности проследить их поведение в том районе. Но уже из приведенных данных видно, что область наибольшего сжатия приходится на северный склон поверхности слоя. Более того, выяснилось, что интенсивность проявления деформации в меридиональном направлении коррелируется с тангенсом угла наклона поверхности проводящего слоя. На рис. 35 показаны графики для шести меридиональных профилей значений деформационного поля и производной глубины залегания кровли проводящего слоя по северному направлению (dH/dy).
Современные движения и геоэлектрические особенности земной коры
Важно отметить также, что гипоцентры практически всех слабых сейсмических событий расположены выше слоя высокой проводимости. Из 7621 землетрясения, зарегистрированного с 1967 года по данным детальной сейсмологической сети Института сейсмологии НАН Кыргызской Республики, только 2% событий произошли в проводящем слое и, лишь, 14 из них оказались расположенными ниже 5 км границы раздела слоев. Такое распределение вызвано хрупкой природой верхнего слоя по отношению к нижнему, более пластичному. Ю.А. Трапезников с соавторами в работе [53] объясняют пониженную вязкость проводящего слоя дегидратацией пород (в условиях ее активизации и разогрева), которая является источником образования флюида. Существуют и другие гипотезы. Например, в [44] нижнекоровый проводящий слой связывается с мигмой, которая облегчает деформацию верхней части коры и ставит ограничение распространению разломов в глубину.
Также следует отметить следующее. На рис. 36 все сейсмические события с классом 6.0, зарегистрированные с 1967 года, вынесены поверх 3-мерного изображения поверхности проводящего слоя. Для сравнения можно воспользоваться рис. 33, где тот же слой показан без наложения сейсмичности. Видно, что распределение эпицентров сейсмических событий отражается в рельефе кровли данного слоя. Практически все землетрясения происходят над перегибами склона поверхности, что еще раз указывает на наличие связи между глубинной геоэлектрической структурой и проявлением сейсмических и деформационных процессов в земной коре.
Основные результаты, полученные автором в главе 4, можно кратко сформулировать следующим образом: - Между полем горизонтальных деформаций на поверхности Земли и распределением слабой сейсмичности внутри земной коры существует пространственная зависимость. Наибольшее количество землетрясений происходит в градиентных зонах поля деформации между областями максимального и минимального сжатия. - Конфигурация поля горизонтальных деформаций коррелируется с геометрией нижнекорового проводящего слоя, выделенного в результате магнитотеллурических исследований. Область максимального сжатия поля деформации расположена над теми участками склона поверхности слоя, где угол наклона наибольший. Основные результаты выполненных исследований по изучению современных движений земной коры в Центральном Тянь-Шане могут быть кратко сформулированы следующим образом: 1. Обеспечение правильно выбранной системы отсчета на всех этапах наблюдений и обработки является важнейшей задачей как при получении скоростного решения, так и при последующем анализе поля скоростей современных движений земной коры. Представленная в работе методика позволила получить надежные непротиворечивые оценки скоростей СДЗК, а наилучшей при построении поля скоростей Центрального Тянь-Шаня оказалась система отсчета, определенная по 29 южно- и центрально-казахстанским пунктам наблюдений. 2. В условиях преимущественно субмеридионального сжатия, согласующегося с геологическими данными, укорочение поперек Кыргызской части Центрального Тянь-Шаня составляет 10-12 мм/год. В результате этих деформаций происходит выдавливание земной коры в широтном направлении. Поле деформаций распределено по территории Центрального Тянь-Шаня неравномерно. Наиболее интенсивные деформации происходят в его самой узкой, восточной части. Существует зона интенсивного сжатия, протянувшаяся через весь Центральный Тянь-Шань и имеющая до -74 широтное простирание, западнее которого меняется на юго-западное. 3. Современные сдвиговые деформации в районе Таласо-Ферганского разлома в 1 мм/год не согласуются с геологическими данными, по которым скорость перемещения по разлому в новейшее время составляет от 5 до 15 мм/год. Полученная величина смещения прямо к разлому не относится, а распространяется на весь район, окружающий разлом. Такое несогласие по величине может означать, что подвижки на Таласо-Ферганском разломе (как, по-видимому, и на других разломах) носят импульсный характер, не проявившиеся за время GPS-наблюдений. 4. Поле скоростей в окружении Ферганской долины имеет вращательный характер с центром вращения внутри долины. Это подтверждается и палеомагнитными, и геологическими данными. Скорость вращения имеет направление против часовой стрелки и составляет от 0.5 мсек/год на севере и западе до 1.5 мсек/год в восточной части рассматриваемой территории. 5. Обнаруженные пространственные зависимости между полем деформации на поверхности земли, распределением слабой сейсмичности внутри земной коры и геометрией нижнекорового проводящего слоя могут означать, что деформационное поле, построенное по данным GPS-наблюдений, и распределение землетрясений - проявления единого тектонического процесса, связанные с глубинной геоэлектрической структурой.
