Содержание к диссертации
Введение
1. Обзор информации по региону центральной Сибири и методик получения данных о глубинном строении Земли 15
1.1. Тектонический обзор 15
1.1.1 Массивы и складчатые пояса 16
1.1.2 Осадочные бассейны 18
1.2. Данные наблюдений 20
1.2.1 Тепловой поток 20
1.2.2 Толщина коры 23
1.2.3 Структура литосферы центральной Азии по Сейсмологическим данным 24
1.3. Томографические методики 26
1.3.1 Исторический обзор 26
1.4 Сейсмотомографические подходы 30
1.5 Томографические масштабы 31
1.6 Томография на временах прихода 34
1.7 Томографические данные 34
1.8 Телесейсмические схемы 36
1.9 Варианты параметризации 40
1.10 Томографическая инверсия 43
1.11 Место представляемой в диссертации методики в мировой томографической технологии 44
2. Сейсмотомографическая методика для определения структуры недр «немых» регионов 48
2.1. Постановка задачи 48
2.1.1 Лучевая схема 48
2.1.2 Допущения 50
2.2. Отбор данных 52
2.3. Временные невязки в изучаемой области 56
2.3.1Влияние мощности коры 58
2.3.2 Латеральные неоднородности SS-S невязок Алтае-Саянского региона 59
2.4. Алгоритм инверсии 62
2.5. Тестирование методики 66
3. Сейсмическая структура верхней мантии центральной Сибири и ее геодинамическая интерпретация 71
3.1 Западно-Сибирская плита 74
3.2 Сибирский кратон 75
3.3 Алтай 84
3.4 Хангай 88
Заключение 92
Введение к работе
Объектом данного исследования является современная тектоническая структура континентальной литосферы и верхов мантии региона центральной Сибири, простирающегося от берегов Карского моря до Восточного Казахстана и северных районов Китая и Монголии (Рис. 1, разбиение по модели микроплит Зоненшаина и Савостина, 1981).
Определение условий формирования литосферы континентов составляет одну из главных задач континентальной геодинамики. В настоящее время существует ряд моделей образования и эволюции континентальной литосферы, которые представляют процесс рождения новой литосферы либо как результат взаимодействия литосферных плит (субдукция, коллизия), либо воздействия на эти плиты глубинных мантийных процессов (плюмы, андеплетинг) (Зоненшаин, 1972; Boyd, 1978; Добрецов, 1990; Senger, 2000). По современным представлениям, в исследуемом регионе рост континентальной коры осуществлялся, главным образом, посредством последовательного причленения с юга террейнов, островных дуг, симаунтов и микроконтинентов литосферы к древнему докембрийскому кратону Сибирской платформы (Coleman, 1989; Добрецов и др., 1996). Принципиальным тектоническим событием, определившим основные черты строения региона, является эволюция Палеоазиатского океана, закрытие которого в позднем палеозое ознаменовало переход региона уже к тектонике континентальных областей. Сейчас создан ряд тектонических и геодинамических схем эволюции данного региона (Berzin, 2001; Tapponnier&Molnar, 1979; Zonenshain&Savostin, 1981 и др.), которые
'яШ$!Шзк
.jgsaggjsgffjgja
t^-rffs
Г'"*?-"^
іШ
Ш0
-:ЛХ^"Т.
JMgig
'Ы.^'-:
65 ЬН
ЩШ%%Ш:
$ш
»ш
55 N-f
шш^ш
80 Е
ЩіРіЩ.
90 Е
т
100 Е
110 Е
Рисунок 1. География исследуемого региона
базируются в основном на геологических, геохимических, изотопных и палеомагнитных данных, полученных при обработке результатов полевых работ на поверхности Земли. Вместе с тем, существенная доля информации о процессах и способах формирования литосферы содержится в ее глубинных частях, главным образом, в верхней мантии (Jordan, 1975; Hager and Richards, 1989; Spakman et al., 1993; De Jonge et al., 1993; Su et al., 1994), и вопрос выяснения природы этих процессов остается актуальным и в настоящее время.
Прямые методы, например бурение скважин (до 12 км), не позволяют пока проникнуть глубже земной коры, которая составляет менее 1 % радиуса Земли (6371 км). Таким образом, основная часть земных недр не может быть изучена прямым методом. Не прямые методы, основанные на геолого-геохимических данных, гравитационных и электромагнитных измерениях, данных о поверхностном тепловом потоке и вращении Земли, дают информацию только об имеющихся в самых верхних слоях (глубиной до 50 км) крупномасштабных структурах. Главным источником, поставляющим данные о глубинном строении недр, вот уже почти сто лет остается сейсмология. В последнее время интенсивное развитие получили методы, основанные на сейсмотомографическом подходе. Используя высокочастотные сейсмические данные, они достаточно чувствительны к неоднородностям от нескольких десятков километров в верхней мантии до нескольких сотен километров в нижней мантии вплоть до 3000 км.
Метод сейсмической томографии был адаптирован из 3D технологии для исследования внутреннего строения человеческого тела, так называемой компьютерной томографии в медицине. Подобные
технологии в настоящее время применяются в широком диапазоне наук, таких как метеорология (Fehmers, 1996), океанография (Send et al., 1997), астрономия (Bennet et al., 1997) и гелеосейсмология (Duvall et al., 1996), для моделирования областей атмосферы, океанов, галактик и внутреннего строения Солнца соответственно. В науках о Земле есть несколько различных типов томографии, которые отмечены в Главе 1.
Кинематическая сейсмотомография использует времена пробега сейсмических волн для обнаружения 3D структур в земных недрах, которые проявляются в виде вариаций сейсмических скоростей. Эти скорости (Р- и S- скорости) зависят от температуры, вещественного состава и давления через модуль упругости и плотность. Поэтому информация о скоростной структуре мантии позволяет выполнять геодинамическую интерпретацию сейсмических аномалий, уменьшая неоднозначность в моделях формирования и эволюции литосферы континентов. В настоящее время сейсмотомографический подход применяют как для изучения особенностей структур верхней мантии (Spakman et al., 1993; Koulakov, 1998), появились работы и по изучению нижнемантийных аномалий (Bijwaard and Spakman, 1999). Аномалии проявляются в виде устойчивых конвективных ячеек в мантии Земли, в которых относительно холодный плитный материал с поверхности может погружаться и тонуть, а горячее вещество - подниматься с ядро-мантийной границы. Не будем приводить количественные оценки природы вариаций сейсмических скоростей, поскольку их действительная причина (температура, давление, вещественный состав или комбинация этих причин) до сих пор является предметом полемики (Jackson, 1998).
Адекватное применение методов сейсмической томографии в региональном масштабе возможно только при наличии больших массивов высококачественных данных. Проблема данных особенно остро стоит в так называемых «немых» регионах с чрезвычайно низкой сейсмичностью и отсутствием развернутой сейсмологической сети, к которым и относится исследуемая в работе область Азии - центральная Сибирь. Это обширный континентальный район, большая часть которого практически лишена сети сейсмических станций и не является сейсмически активной («немая» относительно сейсмологических данных).
Сейчас создан ряд сейсмических моделей литосферы региона, основанных, главным образом, на информации о дисперсии скоростей поверхностных волн (Зорин, 1981; Ritzwoller&Levshin, 1998), а также на томографическом подходе (Bijwaard et al., 1998). Однако разрешающая способность этих моделей позволяет обнаруживать наиболее крупные структуры - Тарим, Сибирскую платформу, Казахский щит. Этого явно недостаточно для того, чтобы использовать данные о глубинном строении литосферы в моделях формирования и эволюции литосферы региона. Традиционные и инверсные томографические схемы дают возможность построения трехмерной сейсмической модели только на юге выбранной территории, оставляя неохваченной основную асейсмичную ее часть. Поэтому одной из задач данной работы являлась разработка сейсмотомографического алгоритма, позволяющего определять детальную структуру недр территорий, где нет возможности использовать местные данные (нет достаточной густоты сейсмологических данных). Применение разработанной автором методики (ВВ-В алгоритма) привело к созданию сейсмической модели
недр центральной Сибири, что, в свою очередь, позволило по-новому взглянуть на некоторые особенности формирования и эволюции литосферы региона.
Цель работы - выявить особенности формирования современной тектонической структуры континентальной литосферы региона центральной Сибири.
Поставленная цель достигалась решением следующих задач:
- разработка сейсмотомографической методики для определения
структуры недр в «немых» областях континентов, где отсутствуют как
землетрясения, так и сейсмические станции;
- определение современной структуры литосферы и верхов
мантии региона центральной Сибири и анализ особенностей
формирования структуры литосферы региона в свете имеющихся
моделей, палеореконструкций и данных наблюдений.
Данная работа находится в русле исследований, начатых Л.П.Зоненшаиным, М.И.Кузьминым, Л.П. Савостиным и другими исследователями по созданию модели микроплит Центральной Азии. Фактические данные о тектонических подразделениях в структуре континентальной литосферы платформенных областей Центральной Азии были взяты из обобщающих публикаций (Coleman, 1989; Windley et al., 1990; Зоненшаин и др. 1993; Zorin, 1981; Dobretsov, Buslov, 2001; Dobretsov et al., 1996; Avouac and Tapponnier, 1993; Molnar, 1990; Tapponnier et al., 1982 и др.)
Кроме основного метода исследования - сйсмотомографического анализа применялись сравнительный анализ, математическое моделирование, тестирование разработанной методики, статистический анализ и сопоставление с результатами других исследователей (Дучков,
Соколова, 1979; Дучков и др., 1987; Шацкевич, 1971; Голубев, 1995; Дорофеева и др., 1995; Хуторской, 1996; Ritzwoller and Levshin, 1998; Wu et al., 1997; Koulakov, 1998; Bijwaard et al., 1998 и др.).
В разработке сейсмотомографического алгоритма на основе разницы времен прихода отраженных от земной поверхности волн за основу взята та же известная лучевая схема, что, например, в работе Woodward и Molnar (1995). Для параметризации изучаемого объема были применены известные логические блоки параметризации среды тетраэдрами (Koulakov, 1998) и стандартный алгоритм SVD разложения. Исходными данными для алгоритма служат времена прихода прямой и соответствующей ей отраженной от земной поверхности волны. Времена прихода необходимых фаз сейсмических волн и времена сейсмических событий взяты из банка данных международного сейсмологического центра (ISC). Обработаны и отобраны в соответствии с выведенными в ходе исследования критериями, необходимыми для успешной работы предлагаемой методики около 12 000 пар РР-, Р- лучей для территории центральной Сибири и 300 пар SS-, S- лучей для Алтае - Саянского региона.
Защищаемые положения:
1) В построенной сейсмической модели недр центральной Сибири геометрия основных литосферных блоков соответствует их геологическим границам. Природа сейсмических аномалий платформ северной половины региона в основном тепловая, толщина литосферы коррелирует с возрастом структур. В тектонически активных областях юга региона отрицательные сейсмические аномалии литосферы Алтая и Тянь-Шаня указывают на их вещественный характер, обусловленный повышенной концентрацией летучих, приобретенной литосферой этих
областей при ее формировании. Осадочные бассейны территории отмечены положительными сейсмическими аномалиями.
2) Разработанная сейсмотомографическая методика на волнах, отраженных от поверхности Земли в изучаемой области (критерии отбора данных, ВВ-В алгоритм, блок компьютерных программ, тесты на синтетических и реальных данных) позволяет определять структуру литосферных блоков «немых» областей, где отсутствует развитая сейсмологическая сеть и сейсмическая активность.
Новизна и личный вклад автора исследования состоит в том, что на основании известной лучевой схемы на отраженных волнах, которая ранее использовалась только для получения дополнительных данных для других томографических методик, а также в некоторых работах для получения карт разности времен пробега - двумерной поверхностной модели латеральных неоднородностей (Woodward and Molnar, 1995; Бушенкова и др., 2000) автором впервые была разработана методика изучения «немого» региона без привлечения сейсмологических данных внутри этого региона. Лучевая схема предполагает расположение изучаемого района посередине между источником и приемником. Кроме того, совместное использование отраженных от земной поверхности и рефрагированных фаз позволяет решить проблему внесения поправок за источник и приемник. Путем эмпирического анализа выделены критерии отбора лучей (Bushenkova et al., 2002), введение которых делает оптимальным подобие рефрагированной и отраженной от дневной поверхности волн вдали от области изучения. А невязки времен прихода, рассчитанные относительно референтной (Dziewonski & Anderson, 1981) скоростной модели с учетом введенных
ограничений оказываются обусловленными скоростными
характеристиками непосредственно изучаемой области. Проведенные в ходе работы расчеты для сферически симметричной среды по скоростной модели РЕМ-А с применением трассирования лучей по аналитическим формулам для постоянного градиента квадратичной медленности (Червени, 1990) в заданных интервалах глубин дали ограниченную величину области изучения и параметры отбора лучей из банка данных Международного сейсмологического центра. Ограничение величины оптимальной области расчета привело к необходимости разбиения обширной изучаемой территории на фрагменты меньшего радиуса с зонами перекрытия, где полученные результаты инверсии осреднялись. Инверсную задачу автор решал с использованием стандартного пакета SVD разложения и программного блока узловой параметризации среды тетраэдрами, который был взят из работ Koulakov et al. (1995) и Koulakov (1998). Узлы строились в зависимости от плотности лучей на 6-й горизонтальных уровнях от глубины 30 км до 530 км.
Проведенное автором тестирование алгоритма показало, что методика хорошо улавливает вертикальные скоростные границы и удовлетворительно - горизонтальные.
На основе полученной сейсмотомографической модели, результатов тестов, данных наблюдений теплового потока, сейсмических и тектонических исследований других ученых автором сделан вывод о природе сложной блоковой структуры литосферы изученного региона, формирование которой обусловлено как воздействием современных процессов в мантии на литосферу, так и
особенностями образования самой литосферы региона центральной Сибири.
Полученная современная структура литосферы и трехмерная сейсмическая модель верхней мантии территории центральной Сибири и прилегающих областей являются на сегодняшний момент самыми целостными для этой территории, а их детальность позволяет делать геодинамические построения и выводы, как по территории центральной Сибири, так и в соседствующих регионах. Разработанная же телесейсмическая методика позволяет определять структуру верхней мантии и литосферных блоков «немых» областей, где отсутствует развитая сейсмологическая сеть и сейсмическая активность. Таким образом, верхнемантийная структура большей части территорий Земли, с помощью этого подхода может быть определена с гораздо большей детальностью, нежели дают сейчас глобальные модели.
Приемы и результаты, полученные в работе, представлялись на следующих российских и зарубежных конференциях: 25th General Assembly of EGS (Nice, France, 2000); IV сибирский конгресс по прикладной и индустриальной математике, посвященный памяти М.А. Лаврентьева (1900-1980) (Новосибирск, 2000); Международная геофизическая конференция «Сейсмология в Сибири на рубеже тысячелетий» (Новосибирск, 2000); 26th General Assembly of the EGS (Nice, France, 2001); XIX Всероссийская молодежная конференция «Строение литосферы и геодинамика» (Иркутск, 2001), 28 General Assembly of the EGS (Nice, France, 2003).
По теме диссертации автор имеет 14 публикаций. В их числе 3 статьи в журнале «Геология и геофизика» и 2 статьи в журнале Tectonophysics (издательство Elsevier).
Диссертация состоит из введения, трех глав и заключения. В
первой главе представлен обзор имеющейся научной информации по
центральной Сибири (обзор достижений в исследованиях региона
другими авторами: тектонический обзор, данные наблюдений), а также
обзор томографических методик для получения информации о
глубинном строении Земли. Описание предложенной
сейсмотомографической методики для изучения «немых» областей для удобства восприятия разбито на две части: в главе 2 представлена лучевая схема, выделенные критерии и алгоритм отбора лучей для определения исходных для решения томографической задачи временных невязок, а так же описано использование непосредственно самих невязок для краткой характеристики скоростной структуры исследуемого региона. Кроме того, представлен алгоритм инверсии, оценка единственности (на основе выбора количества сингулярных чисел в SVD) и точности решения «снизу» (тесты методики на чувствительность и разрешающую способность). В третьей главе отражены результаты применения методики для региона центральной Сибири - полученная сейсмическая модель, ее геодинамическая интерпретация, отражающая структуру литосферы региона (представлена карта мощности сейсмической литосферы). Список литературы содержит 169 наименований.
Автор глубоко благодарен коллегам из лаборатории геодинамики и палеомагнетизма (№ 818) Института геологии СО РАН д.г.-м.н. Тычкову С.А., Василевскому А.Н., к.г.-м.н. Кулакову И.Ю., Кинеловской А.К. за всестороннюю поддержку, а так же помощь в вопросах программирования и интерпретации полученных результатов.
Данные наблюдений
Для построения карты теплового потока изучаемого региона использованы данные из различных источников. Для юга Западно-Сибирской плиты и Алтае-Саянской горной области использованы данные Дучкова, Соколовой (1979); Дучкова и др. (1987). Для юга Сибирской платформы и Монголии - Шацкевича (1971); Голубева (1995); Дорофеевой и др. (1995); Хуторского (1996); Хуторского и др. (1986); Лысака (1988); Lysak (1984); Khutorskoy and Yarmoluk (1989); Дорофеевой и Синцова (1990); Dorofeeva et al. (1995). Для сопредельных территорий Казахстана и Средней Азии данные по тепловому потоку были взяты из Геотермической карты теплового потока территории СССР (Смирнов, 1980). Тепловой поток Китая представлен данными из Ни et al. (2000) и Zhihong et al. (1989). Построенная карта теплового потока для удобства восприятия интерпретации сейсмотомографических результатов размещена в тексте Главы 3 на рисунке 18. Используя построенную карту теплового потока изучаемой территории, попытаемся обнаружить региональный геотермальный градиент вкрест структурам при движении с юга в северо - северовосточном направлении к Сибирскому кратону, который Molnar и Tapponnier (1981) предложили для объяснения изменения стиля деформирования, наблюдаемого в этом направлении. Если подойти к этому вопросу строго, то здесь существует чередование областей высокого и низкого теплового потока: «горячий» Тарим (60 мВт/м2) сменяется «холодной» Джунгарией (40 мВт/м ), затем идет более «горячий» Алтай (50 мВт/м2) и опять «холодная» Тува (40 мВт/м2), и, наконец, «горячий» Восточный Саян (50 мВт/м2 ) и в среднем «холодная» Сибирская платформа (30 мВт/м ). Но с региональной точки зрения, если взять всего три основных точки на этом пути -Тарим ( 60 мВт/м2), Алтай (50 мВт/м2 ) и Сибирский кратон (30 мВт/м ) или проследовать с юга на север вдоль меридиана 100 ВД - Хангай (50 мВт/м2), Тува (40 мВт/м2 ), Сибирский кратон (30 мВт/м2), то можно сказать, что для изучаемой территории Азии величина теплового потока обнаруживает общую тенденцию к уменьшению при движении с юга на север. Таким образом, предположения Molnar и Tapponnier (1981), в общем, подтверждаются наблюдениями.
Горные сооружения региона отмечены в целом повышенными значениями теплового потока, который достигает максимальных значений (более 120 мВт/м2) на Памире. Для Тибета среднее значение q превышает 60 мВт/м2. На западе и востоке Тянь-Шаня тепловой поток падает до 40 мВт/м2, но в центральной части этого горного хребта значения q возрастают более чем в два раза с локальным уменьшением этой величины до 50 мВт/м в восточной части озера Иссык-Куль. На Алтае измерения теплового потока достаточно редки, имеющиеся точки показывают средний тепловой поток 45-50 мВт/м с локальным уменьшением до 40 мВт/м в его западной части, непосредственно примыкающей к Джунгарскому бассейну. Плато Хангай характеризуется в среднем величиной q=55 мВт/м2 со значениями более 60 мВт/м2 в центральной части свода. Средний тепловой поток для Саян едва превышает 50 мВт/м2 с уменьшением до 40 мВт/м2 в районе Тувы - области, примыкающей к озеру Убсу-Нур с северо-востока и как бы разделяющей Саяны на западную и восточную части. Самый низкий тепловой поток, 30 мВт/м2, для горных сооружений отмечен на Салаире. Древние докембрийские щиты - Казахский и Сибирский, отмечены пониженными значениями q 40 мВт/м2.
Наиболее сложная картина распределения теплового потока обнаруживается в осадочных бассейнах региона. Практически для всех бассейнов характерно одновременное существование в одном бассейне областей высокого и низкого значений q. Так для Тарима, в его центральной части фиксируется повышенный тепловой поток, до 60 мВт/м , в то время как на западе бассейна он падает до 40 мВт/м . В Джунгарии, наоборот, на большей ее части обнаруживается низкий тепловой поток, 40 мВт/м2, за исключением северо-запада, где он возрастает до 60 мВт/м2. Достаточно пестрая картина на юге Западно-Сибирской плиты. Самая южная ее часть, граничащая с Казахским щитом, характеризуется q=60 мВт/м , причем в Барнаульской впадине, примыкающей к Салаиру с запада, это значение возрастает до 70 мВт/м2. В целом для этой плиты средний тепловой поток равен 51 мВт/м2 (Duchkov, Sokolova, 1979). Встречаются бассейны и с достаточно однородным тепловым потоком. Так для всего Кузнецкого бассейна, примыкающего к Салаиру с востока, характерно значение в 60 мВт/м . Различие в тепловом состоянии литосферы бассейнов следует искать, видимо, в особенностях их формирования и последующей эволюции. Толщина коры Толщина коры южной территории изучаемой области была оценена в Zorin et al. (1990) на основе гравитационных данных, но обоснованность такого подхода в условиях аномально горячей мантии была поставлена под сомнение (Windley and Allen, 1993). Сейчас опубликованы результаты сейсмических исследований структуры коры региона по наблюдениям за дисперсией скоростей поверхностных волн (RitzwoUer et al., 1998). Известно, что групповые скорости волн Релея с периодами порядка первых десятков секунд весьма чувствительны к вариациям толщины слоев в верхней части литосферы. Утолщенная по сравнению со стандартной кора порождает пониженные значения скоростей волн для этих периодов. В работе (RitzwoUer and Levshin, 1998) на карте групповых волн Релея периода 50 сек, которые наиболее чувствительны к изменениям рельефа поверхности Мохо, западная половина Монголии и территория Русского Алтая отмечены отрицательными аномалиями с амплитудой до 5% ± 1%. Средняя разрешающая способность модели 5 - 7,5, поэтому особенности строения коры отмеченного региона с характерным размером в 20 по широте выделяются достаточно надежно. В одной из последних своих работ эти авторы представили модель толщины коры Евразии как результат инверсии карт скоростей групповых и фазовых волн Лява и Релея, а также - скоростные разрезы Vs -волн по сетке 2х2. Модель показала увеличенную до 60 км толщину коры Казахского щита, Тибета, Тянь-Шаня, Алтая, Саян и плато Хангай. Бассейны Тарима и Джунгарии отмечены толщиной коры более 40 км. Таким образом, независимые данные по дисперсии скоростей поверхностных волн говорят в пользу модели строения коры Монголии и окружающих областей, предложенной Ю.А.Зориным с соавторами, которая поэтому используется в данной работе (см. Рис. 7 в тексте Главы 2). Структура коры для Китая была взята с карты мощности коры Китайского атласа (Zhihong et al., 1989).
Варианты параметризации
После отбора данных нужно выбрать тип параметризации, который довольно хорошо аппроксимирует (неизвестную) реальную среду, на сколько это возможно, не включая, в то же время, слишком много неизвестных. Два наиболее распространенных метода параметризации - это блоковая (или узловая) параметризация (локальными базисными функциями) (в работах Engdahl и Gubbins, 1987; Spakman, 1991; Piromallo и Morelli, 1997, Koulakov, 1998) и параметризация сферическими гармониками (глобальными базисными функциями) (в работах Dziewonski и Woodhouse, 1987; Tanimoto, 1990; Masters et al., 1996). Другие методы параметризации включают разбиение моделей на отдельные участки (Hadiouche и Jobert, 1988; Nataf et al., 1986), которое является видом блоковой параметризации как таковой или приближением без разбиения на блоки, как в работе Tarantola и Nercessian (1984). Преимущество параметризации сферическими гармониками - возможность прямого сравнения с другими моделями на сферических гармониках, например, с геоидом (Hager и Clayton, 1989), однако, сравнение отдельных коэффициентов некоторых спектральных рядов может быть невозможным (Snieder, 1993). Основным моментом в практической подготовке блоков или клеток параметризации является подбор их размеров таким образом, чтобы обеспечить наилучшее разрешение модели. Некоторые из современных блоковых моделей используют разбиение 1-2 (Zhou, 1996; Van der Hilst et al., 1997), в то время как модели, основанные на сферических гармониках, используют шаг параметризации вплоть до 12 (Su et al., 1994) и 16 степени (Masters et al., 1996), что сравнимо с размером клетки 15 - 11. Исключением является модель Trampert и Woodhouse (1996), параметризация в которой порядка 40-ой степени (соответствует клетке 4,5). Однако разрешение по латерали в этой модели оставляет желать лучшего, так как составляет 1000-1700 км (9-15). Еще одно преимущество блоковой параметризации (и локальных базисных функций, вообще) - возможность получения наилучшей параметризации изучаемого объема для улучшения разрешения (Abers и Roecker, 1991; Liu и Jin, 1993; Sambridge и Gudmundsson, 1998).
Некоторые авторы считают решение, которое можно получить при помощи современных блоковых моделей вполне удовлетворительным, так как в нижней мантии нет мелкомасштабных аномалий (Gudmundsson et al., 1990; Su и Dziewonski, 1991). Модели на сферических гармониках показали, что действительно, вероятность наличия гармоник высокой степени в нижней мантии мала и что младшие гармоники доминируют (2-я степень в работах Nataf et al. (1986) и Su et al. (1994), или 5-я и 7-я степени в работе Nikanishi и Anderson (1982)). В работе Su et al. (1994) это может быть частично связано с организацией суммарных лучей, которые конструируются на квадрате поверхности 5х5 и, поэтому осреднение проходит по большим мантийным областям. В своей блоковой модели Hager и Claiton (1989) получили почти плоский спектр энергии вплоть до 12-ой степени. Более того, глубинные части зон субдукции и мантийные плюмы определяются как мелкомасштабные структуры (-200 км), и в региональных моделях, которые построены до глубин 1200-1700 км (Spakman, 1993; Liu и Jin, 1993; Van der Hilst et al., 1993; Grand, 1994) такие малые структуры хорошо проявляются. Действительно в глобальных моделях, основанных на параметризации сферическими гармониками, эти структуры не проявляются. Их влияние на энергетические спектры минимально, так как низкочастотные волны огибают малые преграды, которые являются причиной спектрального рассеяния, как продемонстрировано Snieder et al. (1991) и Trampert and Snieder (1996). Кроме того зоны Френеля некоторых фаз, которые используют при исследовании сферическими гармониками, слишком широки, чтобы выделить какую-либо мелкомасштабную структуру. Для ScS-волн с дистанцией пробега 6000 км и частотой менее 1/45 Гц (как в работе Su et al., 1994) зона Френеля в работах Snieder составила более 900 км, при этом радиус Френеля был задан как rF (XD/8) , где D - дистанция, X - длина волны, которая была рассчитана для скорости волны сдвига 6 км/с. Томографическая инверсия Необходимо уделить внимание и инверсии. Всякий раз, когда возможна прямая инверсия, нужно учитывать расчетную разрешенность и ковариацию матриц. При небольших размерах массивов распространено использование метода Сингулярных Разложений (SVD - Singular Values Decomposition Method). Этот метод используется, когда имеется ввиду поиск решения в смысле наименьших квадратов, геометрически - для любого линейного отображения существуют ортонормированные базисы в исходном пространстве и в пространстве образов, то есть для любой mxn матрицы А существует, ортогональная mxm матрица U, ортогональная пхп матрица V и диагональная mxn матрица Е с диагональными элементами ai o2 .. . ап 0, такие что A = UEVT. Такое матричное произведение и называется сингулярным разложением матрицы А, где столбцы U и V сингулярные левые и правые вектора, a Gj - сингулярные числа, количество которых играть роль регуляризующего параметра (как в методике, представленной в данной диссертации). Однако для больших объемов инверсионных задач инверсию необходимо аппроксимировать. Аппроксимированная томографическая инверсия реализована в таких технологиях как ART - Технология алгебраической реконструкции (Humphreys et al., 1984), SIRT - Метод одновременной итеративной реконструкции (Nolet, 1985; Zhou и Clayton, 1990), CG - Метод сопряженных градиентов (Scales, 1987), ВРТ - Метод обратного проецирования (Ho-Liu et al, 1989) и LSQR - Метод наименьших квадратов (Nolet, 1985; Spakman, 1991). Применялись также и комбинации нескольких технологий (Neumann-Denzau и Behrens, 1984; Nolet, 1985; Van der Sluis и Van der Vorst, 1987; Spskman и Nolet, 1988), вследствие чего, оказалось, что в их исследованиях LSQR и CG дают наилучший результат. Vasco et al. (1994) заметили, что решение, полученное методом наименьших квадратов получить этими алгоритмами можно, но оно не единственное, так как невязки обычно не имеют Гауссового распределения. Упомянутая ранее итеративная инверсия явилась значительным усовершенствованием в локальных томографических исследованиях. В этом методе невязки инвертируются в 3D скоростную структуру и для получения новой модели рассчитываются невязки в полученной среде и снова инвертируются и так далее. Таким образом, учитывается изменение траектории луча под действием скоростной неоднеородности.
Отбор данных
При реализации ВВ-В схемы одним из ключевых пунктов является отбор данных, которые наилучшим образом обеспечивали бы допущения, обозначенные выше. Путем эмпирического анализа были выделены следующие критерии отбора лучей: - максимальная глубина точки поворота рефрагированной волны должна быть меньше глубины высокоаномального приграничного ядро-мантийного слоя; - кратная волна должна пересекать границу верхней и нижней мантии (670 км) непосредственно под исследуемой областью. Данный критерий с хорошей точностью обеспечивает условия: JtpBMi = JfppBMl и JfpBM3 = /Иррш3 , необходимые для корректной реализации ВВ-В схемы. В противном случае, кратный луч будет накапливать некомпенсированную информацию о верхнемантийных неоднородностях в сопредельных областях. По данным глобальной сейсмологии нижняя мантия характеризуется более низкочастотной структурой, чем верхняя (Dziewonski et al., 1977; Van der Hilst et al., 1997; Bijwaard et al, 1998), то есть по вертикали сейсмические аномалии простираются практически через всю нижнюю мантию, а их вероятный латеральный размер сравним с вертикальным (характерный размер конвективной ячейки в нижней мантии). Введенные ограничения и критерии отбора лучей обеспечивают погружение отраженного луча в нижнюю мантию не менее чем на 150 км. Рефрагированные лучи проходят выше границы ядро-мантия также не менее чем на 150 км. Эти ограничения исключают возможность влияния приграничных (граница верхней и нижней мантиии, ядро-мантийная граница) аномальных зон в нижней мантии на результаты моделирования.
Таким образом, Р и РР лучи проходят в нижней мантии за пределами изучаемой области и зон источника и приемника на расстоянии не более 1000 км друг от друга, в то время как, характерный размер нижнемантийных неоднородностеи в 2 раза больше этого значения (Dziewonski, 1984). Для отбора лучей по данным критериям автором реализован алгоритм трассирования лучей по аналитическим формулам для постоянного градиента квадратичной медленности (Червени, 1990) как линейной функции декартовых координат в заданных интервалах глубин: 1/V2 = A0 + Ajx1 +А2Х2 + А3Х3 (6) х, (о) = х, (а0) + pt (0-)(0- - а0) + - Л,, (о- - а0 )2 (7) р, (ст) = Pi ( 70) + - А, (а - т0) (8) .(0-)=7:(00)+(4+ .(0-0))( -0-0)+- . (0-0)(0--0-0)2 +—дд(0--0-о)3, (9) где о - независимая переменная вдоль луча. Это полиномиальное решение вероятно простейшее аналитическое решение для неоднородных сред. В качестве референтной модели автор взял скоростная модель РЕМ-A (Dziewonski и Anderson, 1981) для сферически- симметричной Земли. Путем численных оценок был получен оптимальный для соответсвия критериям интервал значений эпицентрального расстояния от 70 до 98, ему соответствует угол раствора изучаемой области - 14, а кольцо расположения источников и приемников находится в интервале эпицентральных расстояний от 28 до 56 относительно центра изучаемой области (напимер, для Алтае-Саянского фрагмента (Рис. 5) диаметр изучаемой области -1500 км, ширина кольца около 3000 км, удаленность от центра изучаемой области 3000 км, от края области 2250 км).
Таким образом, в связи с необходимостью введения лимита диаметра изучаемого объема, вся изучаемая территория, была разбита на фрагменты с зонами перекрытия, по которым были независимо получены модели верхней мантии. И для получения итоговой структуры сейсмических аномалий верхней мантии всего региона центральной Сибири, полученные по фрагментам результаты суммировались с осреднением в зонах перекрытия, чтобы избежать краевых эффектов. Данные о временах пробега (РР,Р) и (SS,S) пар волн были взяты из банка данных Международного сейсмологического центра (МСЦ). В обработке была использована информация о землетрясениях произошедших в период с 1964 по 1996 годы, зарегистрированных сейсмологическими станциями мировой сети. Обработаны и отобраны в соответствии с выведенными в ходе исследования критериями, необходимыми для успешной работы предлагаемой методики около 12 000 пар РР-, Р- лучей для территории центральной Сибири (Рис. 3,С) и 300 пар SS-, S- лучей для Алтае - Саянского фрагмента (Рис. 6). к сожалению, данных о временах прихода SS волн почти нет, но поскольку база периодически обновляется, то возможно уже в ближайшее время и этих данных будет достаточно для построения сейсмотомографической модели недр Сибири. Ввиду малости данных, по SS- и S- волнам проводился только анализ невязок. 2.3. Временные невязки в изучаемой области При расчете невязок по формуле (5), можно учитывать влияние рельефа земной поверхности и геометрию границы Мох о следующим образом: Шрельеф =" " / ( Урельеф COS G-рельеф) (ДО,) dtMoxo = -2h dVMoxo/ (VMOXO COS aMoxo) (11) где \рельеф - относительная скорость вблизи дневной поверхности, Н - превышение рельефа, арельеф - угол подхода луча к дневной поверхности относительно вертикали (в соответствии с референтной моделью); h - отклонение от средней глубины до границы Мохо, dVMoxo - скачок скорости на границе Мохо; VMOXO -скорость в мантии под границей Мохо; арельеф - угол подхода луча к границе Мохо в коре. Таким образом, невязки, связанные с объемными аномалиями в изучаемой области удовлетворяют высокочастотной составляющей функции: At = ЛТрр - АТр- dtiuoxo - dtрельеф (12) Однако, влияние поправок за рельеф и толщину коры в большинстве районов незначительны, за исключением пожалуй, Алтае-Саянского фрагмента, где наблюдаются самые значительные на изучаемой территории перепады мощности коры (Рис. 7) (Zhihong, 1989; Зорин, 1990) и рельефа и соответственно максимальное влияние поправок.
При среднем значении абсолютных невязок At 2.44 сек., средние поправки за глубину границы Мохо - dtmoho 0.23 сек., а за рельеф составили dtsurf 0.34 сек. Нужно учесть, что ширина зоны Френеля имеет самое большое значение в середине траектории луча, в частности для РР, луча этот максимум достигается в районе отражения его от земной поверхности. Это предельный размер минимальной аномалии, которая может быть определена. На пример, для сигнала частотой 1-2 Гц, для эпицентрального расстояния 80, размер зоны Френеля в средней части луча составляет около 40-80 км, таким образом, минимальный размер аномалий, которые могут быть обнаружены этим методом, составляет 100 км. В то же время, такая величина зоны Френеля в районе точки отражения может помочь обойти влияние рельефа отражающей дневной поверхности на большей части изучаемой территории, и дневную поверхность можно считать сферической. Влияние мощности коры Рассмотрим эффект влияния толщины коры на примере Алтае-Саянского фрагмента. Толщина коры в этом регионе изменяется в пределах от 39 до 60 км (Рис. 7), то есть отличается от стандартной отметки для модели РЕМ-А (Dziewonski, Anderson, 1981) на 4-25 км. Введение поправок за кору осуществлялась по картам (Зорин и др., 1990; Zhihong et al., 1989), сглаженным по сетке 2 по широте и 3 по долготе. Корреляция невязок до введения поправки за толщину коры и после показана на рисунке 8. Как видно, до введения поправок за толщину коры (Рис. 8,а) в большей части данных наблюдается зависимость участкам с повышенной толщиной коры соответствуют большие разности прихода.
На рисунке 8,Ь представлена корреляционная зависимость величины невязки РР-Р волн и вариаций мощности коры после введения поправки за мощность коры. Видно, что после данной процедуры, зависимость отсутствует, что позволяет говорить теперь преимущественно о «мантийной» природе данных невязок. Карты невязок РР-Р и SS-S волн с учетом влияния вариаций мощности коры на территории Алтае-Саянского фрагмента показаны на рисунке 9(1) и 9(11) соответственно. Карты невязок времен прихода можно рассматривать как аналог карт осредненных по глубине верхнемантийных сейсмических аномалий, как это было представлено в работах Woodward и Molnar (1995) для Тибета. Латеральные неоднородности SS-S невязок Алтае-Саянского региона Рассмотрим здесь полученную карту SS-S невязок по Алтае-Саянской зоне (Рис. 9, II), так как инверсия по этим данным не проводилась ввиду их малочисленности в настоящее время.
Сибирский кратон
На востоке от Западно-Сибирской плиты расположен древний Докембрийский Сибирский кратон. Структура верхней мантии кратона в современной глобальной сейсмотомографической модели (Beijward, 1998), дает положительные аномалии (в среднем + 1,5 % вплоть до 350 км) скоростей сейсмических волн, хотя разрешение глобальной модели на этой территории значительно ниже. В силу обсуждавшихся выше особенностей метода (эффекта размывания горизонтальных границ), наша скоростная модель на этой территории характеризуется положительными аномалиями (+ 1 %) скоростей сейсмических волн в основном до 330 км по глубине, то есть, согласно тесту «Полоса», до 220 км, что соответствует результатам работ по поверхностным волнам (Zorin et al., 1990), которые показали, что толщина кратона составляет 220 км. Подобные же оценки дают и минералогические источники, а именно, отчетливая выраженность астеносферных следов: слоистых перидотитов, ксенолитов и исчезновение деплетированных гранатов на глубине порядка 210 км, где температура достигает 1200 С, исходя из «кондуктивной модели 35 мВт/м2» (Pohilenko et al., 1991; Griffin et al., 1995).
С другой стороны, толщина кондуктивной литосферы под Сибирским кратоном, полученная путем геотермальных построений, составляет 350-400 км (Artemieva and Mooney, 2000), что напрямую согласуется с настоящей моделью, полученной с помощью сейсмотомографической ВВ-В методики (вертикальные сечения 2 и 3 рисунка 16), и кроме того не противоречит глобальным томографическими моделями (Polet and Anderson, 1995, Bijwaard et al., 1998), хотя сравнивать с глобальными моделями несколько не корректно, ввиду их низкой разрешающей способности на территории кратона, как асейсмичной области. При более внимательном рассмотрении полученного сейсмического образа недр кратона (Рис. 14, 16) видно, что на «литосферных» глубинах присутствуют и отрицательные аномалии, хотя их количество, размеры и выдержанность по глубине уступают общему положительному фону. Как видно из сейсмических профилей 2, 3 (Рис. 16), полученный сейсмический образ недр показывает наличие здесь достаточно мощной единой литосферы древнего кратона. Следует обратить внимание на локальную низкоскоростную аномалию в северной части изучаемого региона на глубинах ниже 300 км (т.е. сразу под подошвой литосферы - ниже 200 км). Ее центр (69 N 93 Е) совпадает со сводом современного плато Путорана, динамический характер образования которого был выведен из гравиметрических данных (Ладынин, 1977). Наличие под сводом изолированной отрицательной аномалии скоростей сейсмических волн можно связать с существованием здесь изолированного объема разогретого легкого мантийного вещества, обеспечивающего, в силу своей плавучести, динамический подъем поверхности.
Другой участок пониженных скоростей сейсмических волн, но уже на литосферных глубинах, находится в центральной части Сибирской платформы в области с центром 100 ВД, 64 СШ (район Туры). Расположение этой аномалии практически совпадает с аномалией теплового потока (Рис. 18). Разогрев литосферы этой области выражается в резком повышении (почти вдвое относительно окружающего фона) значений теплового потока до 50 млВт/м (Дучков, Соколова, 1974). Если учесть, что вращение Евразии в Кайнозое осуществлялось по часовой стрелке (Lysak, 1984) и обеспечивало движение Сибирского кратона на юго-восток, то не трудно заметить, что эта аномалия находится точно на траектории этого движения, если является результатом прогрева литосферы стационарной тепловой мантийной аномалией, существующей в настоящее время под плато Путорана. Расстояние между этой аномалией и современным поднятием Путорана 500 км. Последние 50 Ма Сибирский кратон как единое целое с Евразией двигался со скоростью 1 - 1,5 см/год (согласно палеореконструкции Jurdy et al. (1995) на основе палеомагнитных, тектонических, климатических и биогеографических данных). Таким образом, возможность остаточного прогрева Туринской аномалии Путоранским плюмом вполне вероятна. Кроме того, можно предположить, что этот плюм явился одной из причин проявления траппового магматизма по мере прохождения над ним континентального блока. Следующая аномалия пониженных скоростей в верхней части разреза находится северо-западной границе Сибирского кратона в районе Норильска (Рис. 14) и точно соответствует полю повышенного теплового потока (Рис. 18), кроме того, в этом районе присутствуют горячие источники. Еще один участок пониженных скоростей сейсмических волн на малых глубинах находится на северо-восточной границе изучаемой области - аномалия с центром 107 ВД, 68 СШ и вытянутая вдоль небольшого кряжа Букочан. Для выяснения конечной формы и размеров, а далее и причин формирования этой аномалии предполагается в дальнейшем строить модель верхней мантии согласно предлагаемой ВВ-В методике в восточном направлении. Для территории Сибирской платформы существуют, как известно, региональные профили глубинных сейсмических исследований Центра ГЕОН, показывающие сейсмическую структуру коры и верхов мантии (Павленкова и Солодилов, 1997). В настоящей работе выполнено вертикальное сечение недр полученной модели (сечение 4, Рис. 16) вдоль одного из таких профилей "Метеорит" (Рис. 17).
Визуальное сравнение показало, что вертикальные границы основных блоков полученной модели повторяют местоположение вертикальных границ блоков, обнаруженных на профиле ГЕОН. Горизонтальные границы коррелирются для аномалий скоростей, превышающих по амплитуде 1%. Краткий вывод из обсуждения сейсмической структуры недр платформ Сибири состоит в следующем. Поскольку верхняя мантия, судя по глобальным томографическим моделям и геофизическим данным, в обеих областях аномальная (более низкоскоростная под Западной Сибирью и более высокоскоростная под Сибирским кратоном), предложенный метод как и другие телесейсмические методы в силу его особенности (размывание горизонтальных границ) для подобных областей не позволяет уверенно выделять сейсмических образ горизонтальных границ литосферы, т.е. ее нижнюю границу. Для увеличения разрешающей способности метода необходимо вводить в модель нижнемантийные неоднородности, полученные в глобальных моделях. В настоящее же время для более наглядного представления блочной структуры литосферы центральной Сибири атор предлагает карту-модель толщины литосферы (Рис.19). Эта карта построена путем осреднения полученных сейсмических аномалий в верхней части модели с учетом размывания горизонтальных границ и дальнейшим пересчетом осредненных аномалий Р-скорости в вариации мощности литосферы, при этом отправными точками служили территории, где мощность литосферы достаточно известна (Zorin et al., 1990,1989). Одной из актуальных, интенсивно обсуждающихся в настоящее время проблем тектонически активных областей Центральной Азии, является создание геодинамической модели микроплит (Molnar and Tapponier, 1975; Zonenshain and Savostin, 1981; England and Houseman, 1986; Avouac and Tapponnier, 1993; Dobretsov et al., 1996; England and Molnar, 1997; Holt et al., 2000). Суть этой модели в построении границ прочных блоков и окружающих их зон пластических деформаций с помощью передовых геологических и геофизических методов.
