WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 ||

«ИНСТИТУТ ДИНАМИКИ ГЕОСФЕР РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК На правах рукописи Усольцева Ольга Алексеевна ТРЕХМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ТЯНЬ-ШАНЯ НА ОСНОВЕ БИ-СПЛАЙН ПАРАМЕТРИЗАЦИИ И ТРИАНГУЛЯЦИИ ...»

-- [ Страница 2 ] --

TomoCubeFD и TomoTetraFD. Особенность TomoTetraFD, в том, что этот алгоритм позволяет более детально восстановить скоростную модель в зонах наибольшего плотности лучей. По скорости расчетов эти алгоритмы уступают программе Simulps, но существенно выигрывают у программы Fatomo. Программы TomoCubeFD и TomoTetraFD возможно применять для исследования территорий ~ до 1000 км в поперечнике, в отличие от Simulps и Fatomo,.которые работают для территорий ~ до 200 км в поперечнике 3. При равномерном покрытии исследуемой территории лучами различия между программами Simulps, Fatomo, TomoCubeFD и TomoTetraFD незначительные. Результаты тестирования показали, что при малом количестве станций и существенно неравномерной плотности лучей существуют такие тестовые скоростные модели, в которых с помощью TomoCubeFD удается добиться восстановления трехмерной скоростной структуры с наименьшим количеством артефактных (несуществующих) неоднородностей. Сделан вывод о том, что при построении реальных скоростных моделей с использованием всех описываемых программ (Simulps, Fatomo, TomoCubeFD, TomoTetraFD) и анализе полученных результатов возможно получить более достоверную информацию о местоположении истинных скоростных неоднородностей, т.к. характер артефактных (несуществующих) скоростных аномалий, возникающих при восстановлении скоростной структуры с помощью программ Simulps, Fatomo, TomoCubeFD, TomoTetraFD различен.

Глава 4 Общая геофизическая характеристика Тянь Шаня.

Четвертая глава посвящена описанию результатов геофизических исследований, проводимых на территории Тянь-Шаня. Тянь-Шаньский горный массив относится к районам с очень древней и разнообразной геологической историей, которая начинается с докембрийских времен.

Регион является до сих пор активным, т.е. процесс горообразования в исследуемой области продолжается и в новейшее время. Этот район привлекал внимание исследователей, которые стояли еще у истоков геофизики (Г.А.Гамбурцев). Данная глава необходима для того, чтобы дать возможность понять читателю насколько сложно геологическое строение исследуемой территории, показать необходимость продолжения исследований в этом регионе, причем именно с помощью сейсмической томографии и именно сейчас, когда это направление геофизики вышло на свою новую более совершенную стадию развития. В этой главе подробно описаны уже существующие трехмерные скоростные модели, построенные методом сейсмической томографии для этого региона.

При интерпретации сейсмотомографических моделей часто проводятся аналогии между скоростными аномалиями и аномалиями силы тяжести, аномалиями магнитного поля. Для возможности проведения таких аналогий для территории Тянь-Шаня приведена информация о плотностных и магнитных свойствах пород под Тянь-Шанем на различных глубинах.

4.1 Расположение исследуемого региона на топографической и тектонической картах.

На территории Евразии выделяют 2 горных пояса планетарного масштаба [113] – Альпийско-Гималайский и Монголо-Охотский. Моноголо Охотский горный пояс начинается в зоне Памиро-Тянь-Шаньского сближения, простирается на северо-восток и включает в себя такие крупные горные системы, как Тянь-Шань, Алтай, Саяны, хр.Яблоновый и хр.Становой. Альпийско-Гималайский пояс имеет северо-западную ориентацию. В него входят Альпы, Кавказ, хр.Копетдаг, Гиндукуш, Памир, Гималаи, Тибет, Кунь-Лунь.

Тянь-Шаньский горный массив расположен на северо-западном краю Тибетского литосферного блока. В этой области Тибетский блок граничит с Евразиатской литосферной плитой. Тянь-Шань образует отдельную микроплиту эллиспоидальной формы с размерами по малой оси 300 км, по большой 600 км [98]. Туранская плита и Казахский щит, находящиеся на Евроазиатском литосферном блоке, примыкают к территории Тянь-Шаня с севера. Таримская плита, расположенная на Тибетском литосферном блоке, граничит с исследуемой областью на юге.

4.2 История развития региона.

Геологические исследования, проводимые на территории Тянь-Шаня, выявили наличие зон выхода древних докембрийских пород (>~540 млн. лет) на поверхность [119]. Считается, что в эпоху каледонской складчатости (периоды ордовик, силур, ~500-410 млн. лет назад) произошло образование Северо-Тянь-Шаньской складчатой зоны, ограниченной с севера Северо Тянь-Шаньским глубинным разломом, с юга линией Николаева (Терскей Каратауским разломом), с запада Талассо-Ферганским (Рис. 18). Узкая область Срединного Тянь-Шаня, оконтуренная с разных сторон линией Николаева, Талассо-Ферганским и Атбаши-Иныльчекским разломами образовалась в эпоху Каледонской и Герцинской складчатости (~300- Млн. лет). Южнее до Гиссаро-Кокшаальского глубинного разлома расположена герцинская складчатая зона Кокшаал (~410-300 Млн. лет).

Рис. 18 Тектоническая карта из [100]: 1 – Таласо-Ферганский, 2 – система Северо-Тянь-Шаньских разломов, 3 – Гиссаро-Кокшаальский, ;

4 – Атбаши-Иныльчекский, 5 – Линия Николаева.

К юго-западу от Талассо-Ферганского разлома основные системы хребтов Чаткало-Кураминский, Гиссаро-Алайский и Фергано-Атойнакский (Рис. 19) образовались частично в каледонско-герцинский, а в основном в герцинский этап.

В мезозойско-палеогеновое время (200-55 Млн. лет) горообразовательных процессов на территории Тянь-Шаня скорее всего не происходило. Исследование различных геофизических полей, которые кратко изложены в последующих параграфах, выявили ряд признаков (утончение коры, высокий тепловой поток, отрицательные изостатические аномалии), свидетельствующих о возможном развитии процессов рифтогенеза на юго-востоке и на севере Тянь-Шаня [119].

Рис. 19 На карту рельефа местности схематично нанесено местоположение некоторых впадин и горных хребтов Тянь-Шаня. Черными номерами обозначены впадины: 1 – Баткенская, 2 – Ферганская;

3 – Ноокатская;

4 – Чуйская;

5 – Нарынская;

6 – Суусамырская;

7 – Кочкорская;

8 – Джумгальская;

9 – Верхнее-Нарынская;

10 – Иссык-Кульская;

11 – Атбашинская;

12 – Алайская;

13 – Сарыджазская. Желтыми линиями и номерами обозначены хребты: 1 – Киргизский;

2 – Таласский Алатау;

3 – Ферганский;

4 – Кунгей Алатау;

5 – Заилийский Алатау;

6 – Джумгалтау;

7 – Кокшаал Тау;

8 – Алайский;

9 – Атбаши;

10 – Чаткальский;

11 – Атойнакский.

В работе [84], исследованы петрохимические и изотопно-геохимические данные Северного Тянь-Шаня, выдвинуто предположение, что 55 Млн. лет назад Тянь-Шань находился в условиях предрифтового режима под влиянием мантийного плюма, но дальнейшее его перерождение было приостановлено, начавшейся 45 Млн. лет назад коллизией Индостанской и Евразийской плит литосферы. Из работ [119;

100] видно, что под Нарынской впадиной происходит выгибание поверхности Мохо (кора утоньшается). С помощью исследований методом функции приемника [24] установлено, что в этой зоне коро-мантийный переход размытый, скорости поперечных волн пониженные.

Эти результаты говорят о возможном расположении в прошлом под впадиной горячей точки [78]. По мнению В.Н.Погребного и Т.М.Сабитовой [97] современная «динамика региона Высокой Азии определяется сочетанием процессов, связанных как со столкновением Индостанской и Евразийской литосферных плит, так и продолжающимся развитием плюма».

С эпохой альпийской складчатости связано появление следующих межгорных впадин справа от ТФР на севере: Чуйской, Суусамырской, Кочкорской, Джумгальской, на юге – Нарынской и Атбашинской, слева от ТФР – Ферганской и Алайской [119] (Рис. 19).

Далее в параграфах 4.4, 4.6, 4.7 также отмечается существенно разный характер аномалий ряда физических величин по обе стороны ТФР, что свидетельствует о различной глубинной природе геодинамических процессов в этих районах.

4.3 Магнитные аномалии.

Как и в большинстве районов мира, в Высокой Азии положительные магнитные аномалии T, вызванные магнитными неоднородностями в верхней мантии, наблюдаются в асейсмичных областях, т.е. на платформах:

Тибетской, Туранской, Индостанской [98], а отрицательные T – в высокосейсмичных зонах. Для исследования коры территории Тянь-Шаня имеет смысл рассматривать магнитные аномалии, связанные с магнитными неоднородностями на более мелких глубинах. Расчет магнитных аномалий T1, связанных с магнитными массами на глубинах 10-30 км показал, что отчетливо прослеживается разный характер аномалий T1 по обе стороны Северо-Тянь-Шаньского разлома. Севернее разлома аномалии положительные полосовидной формы, южнее наблюдаются отрицательные аномалии разнообразной формы. Слой пород, сохранивших магнитные свойства под впадинами имеет существенно большую мощность, чем под хребтами, поэтому положительные аномалии также соответствуют центральной и западной части оз. Иссык-Куль и центральной и западной частям Ферганской впадины.

4.4 Аномалии силы тяжести, изостатическое состояние земной коры, плотность пород.

Для всей территории Высокой Азии региональные минимумы силы тяжести характерны для горных систем: Тибета, Тянь-Шаня, Памира, Гиндукуша, в то время как с платформенными образованиями: Турнская и Таримская плита, Казахский и Индостанский щит, - связаны положительные региональные аномалии. Для Тянь-Шаня региональное гравитационное поле характеризуется общим понижением значений с север-северо-запада на юг юго-восток. Это поле отражает поведение поверхности Мохоровичича и плотностные неоднородности верхней мантии. Для изучения плотностных неоднородностей в коре исследуются остаточные гравитационные поля второго и третьего порядка и их горизонтальные градиенты. Зоны высоких градиентов в основном имеют северо-восточное, северо-западное и субширотное направление. В.И.Кнауфом и К.Д.Помазковым было отмечено, что по этим же направлениям расположены зоны крупных разрывных нарушений. Зона высокого горизонтального градиента поля первого порядка на севере соответствует Северо-Тяньшаньскому разлому. Линия Николаева и Таласо-Ферганский разлом проявляются при исследовании зон высоких градиентов второго порядка.

Исследованию изостазии Тянь-Шаня посвящены работы [70;

83;

120] и многие другие. Артемьевым М.Е., Голландом В.Э. и Юдахиным Ф.Н.

установлено, что за счет вариаций мощности земной коры удается компенсировать 53-66% избыточной поверхностной нагрузки, оставшаяся часть компенсируется за счет изменения мощности разуплотненной мантии под корой до глубин ~80-90 км. Размер изостатических аномалий на Тянь Шане ~ в 2-5 раз меньше, чем в горных системах, появившихся в период альпийской складчатости (например, на Кавказе.) На юго-востоке орогена интерес представляет узкая полоса отрицательных изостатических аномалий.

Эта полоса включает в себя Нарынскую, Верхнее-Нарынскую и Сарыджазскую впадины (Рис. 19). По гравитационным данным и данным времен пробега сейсмических волн под этими впадинами наблюдается существенное сокращение мощности земной коры и разуплотнение верхней мантии. В книге [119] также отмечается, что к юго-западу от Талассо Ферганского разлома в земной коре наблюдаются явные нарушения изостазии, в то время как к северо-востоку земная кора близка к состояние изостатического равновесия.

Для самого нижнего структурного этажа, сложенного архей протерозойскими образованиями, среднее значение плотности около 2. г/см3 (>1650 Млн. лет). Средняя плотность пород рифей-вендского структурного этажа 2.73 г/см3 (540-1650 Млн. лет). Плотность пород, образованных в эпоху каледонской складчатости, 2.74 г/см3. Герцинскиий структурный этаж сложен породами (палеозойские породы, ~540-250 Млн.

лет) со средней плотностью 2.67 г/см3. Диапазон изменения плотности мезозойско-кайнозойских пород очень широк. Плотность варьируется от 1.5 2.0 до 2.60-2.75 г/см3. В верхней части земной коры под Чуйской и Иссык Кульской впадинами плотность 2.8-2.85 г/см3 [119] (Рис. 19).

4.5 Тепловое поле Основные горные системы Альпийско-Гималайского и Монголо Охотского горных поясов выделяются повышенным значением теплового потока. Среднее значение теплового потока на Тянь-Шане на поверхности консолидированной коры, т.е. на нижней границе осадочного слоя около мВт/м2. Для сравнения тепловой поток на Памире на той же границе достигает значений 120 мВт/м2, на Кавказе 80-90 мВт/м2, в Копетдаке 70- мВт/м2, а на Казахской платформе 45 мВт/м2. Если исследовать значение теплового потока на глубине 1 км, то области повешенных значений 70- мВт/м2 находятся на севере и северо-западе исследуемого орогена, к югу тепловой поток уменьшается [118]. Выделяют две большие зоны аномально высокого теплового потока: Западно-Тянь-Шанскую (до 108 мВт/м2 на глубине 1 км) и Восточно-Тянь-Шанскую (до 134мВт/м2 на глубине 1 км), которые разделены зоной аномально низкого теплового потока – Чуйско Нарынской (до 23 мВт/м2 на глубине 1 км) Западно Тянь-Шаньская зона состоит из Чаткала-Кураминской (70-108 мВт/м2 на глубине 1 км) аномалии на севере и Фергано-Алайской (70-75 мВт/м2 на глубине 1 км) на юге. Обе имеют северо-восточное простирание. Между этими аномалиями расположена область низкого теплового потока (до 32 мВт/м2 на глубине км) в Ферганской впадине. В Чуйско-Нарынской зоне выделяют Южно Чуйскую аномалию (23 мВт/м2) и Джумгал-Нарынскую (31 мВт/м2) северо западного простирания. В восточно-Тянь-Шаньской области самыми высокими значениями характеризуется Барскоонская аномалия (134 мВт/м2), занимающая центральную часть Иссык-Кульской впадины и обрамляющих их хребтов. Севернее также отмечают Кюнгейскую (70 мВт/м2) аномалию и Северо-Чуйскую (80 мВт/м2) [117].

Что касается связи зон глубинных разломов и аномалий теплового потока, то в [117] отмечается повышение теплового потока для глубинных разломов, испытывающих растяжение в новейшее время (Барскоонская аномалия). Важнейшая структурная линия Тянь-Шаня (линия Николаева) не находит отражения в тепловом поле.

Температура на поверхности Мохоровичича на территории Тянь-Шаня изменяется от 5000 до 16000С. Для центральной части орогена характерны температуры 8000-10000С. На северной и северо-западной окраинах расположены области аномально высоких температур 13000-16000С. В юго западной части исследуемой области находится область аномально низких температур на границе М 5000-6000С. На юге Восточно-Чуйской и востоке Иссык-Кульской впадины также расположены зоны аномально низких температур.

По геотермическим данным получены сведения о толщине литосферы в различных районах Тянь-Шаньского горного массива. К областям аномально низкой мощности литосферы относятся – Чаткало-Кураминская, простирающаяся вдоль северо–западной границы исследуемой территории, Северо-Чуйская, расположенная на северной окраине орогена, Кюнгейская, начинающаяся на северо-восточном побережье озера Иссык-Куль и уходящая на восток, Барскоонская, охватывающая западную часть озера Иссык-Куль и территории примыкающие к озеру с юга и Западно-Нарынская, локализованная в центральной части Тянь-Шаня. Выделены также три зоны аномально повышенной области теплового потока – Южно-Чуйская – примыкает к Северо-чуйской с юго-запада, Пржевальская – южнее Кюнгейской области, Фергано-Алайская – юго-западная часть изучаемого горного массива [117].

В заключении отметим, что в северных районах: Чуйском и Иссык Кульском проводилось гораздо больше измерений теплового потока, чем на юге, поэтому для этих областей информация является более детальной.

4.6 Активные разломы, скорости современных деформаций.

4.6.1 Скорости горизонтальных движений.

Современная средняя скорость укорочения Тянь-Шаньского горного массива вдоль направления север-юг по измерениям GPS составляет 20 мм/г [16] скорость сближения Индийской и Евроазиатской плиты около 50 мм/г.

Скорости горизонтальных и вертикальных движений, определенные по GPS, с помощью суммирования сейсмических моментов и геологическим методом, часто расходятся. Обычно геологический метод дает более низкие значения скоростей, чем два других. Ниже приведены скоростные характеристики разломов, полученные геологическим методом.

Карта активных разломов для изучаемой территории по [109] представлена на Рис. 20. Для одного из крупных разломов, Таласо Ферганского, имеющего протяженность около 400 км и северо-западное простирание, известно, что правосдвиговая компонента смещения в 10-30 раз превосходит взбросовую. По скоростям сдвиговых смещений разлом делится на 5 сегментов. Современные скорости сдвиговых перемещений и протяженности сегментов представлены в Табл. 7.

Табл. 7 Скорости сдвиговых перемещений Vсд для различных сегментов ТФР. Нумерация сегментов начинается с юга.

I II III IV V VI Длина, км 80 30 36 25 60 Vсд, мм/год 5 7 11-13 >8-10 1-2 до 14- Между I и V сегментом суммарное сдвиговое смещение за четвертичное время составило 10-12 км. Разломы Западно-Джунгарский и Джунгарский, которые не вошли в исследуемую территорию и расположены в северо северо-восточном направлении от озера Иссык-Куль, тоже имеют северо западное простирание. Для этих разломов скорости современных правосдвиговых движений в 8-10 раз превосходят взбросовые и составляют мм/год для Западно-Джунгарского и 3-5 мм/год для Джунгарского (Рис. 20).

К западу от ТФР с южной стороны Ферганской впадины направление разломов близко к субширотному. Для Южно-Наукатского разлома известна скорость позднечетвертичного надвигания 5 мм/год. Северо-западнее Ферганской впадины разломы наклонены на северо-запад.

Средняя скорость надвигания для Южно-Атойнокского разлома – 3мм/год, для Чаткальского (Пскемского) – скорость взброса 0,5 мм/год (Рис. 20).

Рис. Активные разломы Тянь Шаня по [109].

Цифрами обозначены разломы : 1 – Таласо Ферганский, 2 Чаткальский ( Пскемский );

3 Южно Атойнокский ;

4 Южно Наукатский ;

5,6,7,9 – Нарын Сонкульская разломная зона (5 – Нарынский, 6 Западно Акширакский, 7 Северо Джумгольский ;

9 Эки Нарынский );

8 Северо Каркуджурский ;

10 Фронтальный Терскей ;

11 – Алтынемельский ;

12 Западно Джунгарский ;

13 – Джунгарский ;

14 – Заилийский ;

15 Алмаатинский.

К востоку от ТФР К.Е.Абдрахматовым выделена Нарын-Сонкульская разломная зона (Рис. 20). На южном фланге этой зоны Западно Акшийракский разлом, для которого скорость надвигания 2-3 мм/год, на севере Нарынский разлом, его скорость взброса 2 мм/год. Для Северо Джумгальского разлома имеющего северо-восточное направление скорость надвига до 3 мм/год. Для Южно-Сонкульского и Северо-Нарынского разломов взброс сочетается с превосходящим правым сдвигом (Рис. 20).

Скорости сдвига 1-3 мм/год и 1,5мм/год соответственно. Скорости взброса 0,1-0,5 и 0,15-0,2 мм/год.

На южном склоне Кунгей-Алатау (Рис. 20) для разлома Северо Аксуйского скорость взброса 0.35-0.4 мм/год, скорость правого сдвига 0. мм/год. Для Заилийского и Алмаатинского взбросов (Рис. 20) средние скорости оценены величинами 0.5-0.8 и 0.25-0.4 мм/год 4.6.2 Скорости вертикальных движений.

В [119] отмечается, что помимо вертикальных движений, связанных с субмеридиальным сжатием, также существуют автономные вертикальные движения, которые по мнению Ф.Н.Юдахина вызваны разуплотнением мантии.

Характер вертикальных движений по обе стороны от Талассо Ферганского разлома за новейший период различны. К юго-западу от разлома общий размах движений 13-14 км (-6 км в Ферганской впадине и до +7 в Заалайском хребте), к северо-востоку 9-11 км (~-4 км в Чуйской и Иссык-Кульской впадинах и +4.5 в Киргизском хребте). Для Джунгарского разлома 8,4 мм/год.

4.7 Исследования Тянь-Шаня по сейсмологическим данным.

4.7.1 Общая информация.

Некоторые сведения о скоростях сейсмических волн для различных областей Тянь-Шаня возможно получить после анализа годографов для этих областей от землетрясений или взрывов. Первый годограф сейсмических волн для средней Азии был составлен Е.А.Розовой в 1936 г. Он состоял из трех ветвей, соответствующих определенным скоростным слоям в коре. В работе [101] этот годограф был скорректирован, выделены новые ветви, выявлены области на территории Киргизского Тянь-Шаня, где кора более неоднородна, а где менее. В книге [101] представлены горизонтально слоистые скоростные модели для четырех различных профилей, полученные на основе построения системы встречных годографов. Эти профили пересекают всю территорию Киргизии в направлении юго-запад – северо восток и юго-восток – северо-запад. По годографам, построенным по данным площадных систем наблюдений, получена более детальная информация о скоростях верхних слоев коры до глубин 10-15км на севере Тянь-Шаня (хр.

Таласский Алатау, Киргизский хребет, Чуйская впадина), в центральной области (зона Токтогульского водохранилища и его окрестности) и в юго восточной части Ферганской впадины (Папанский р-н). Особенно ценна информация, полученная по данным от промышленных взрывов, произошедших в разные годы на территории Киргизского Тянь-Шаня.

Т.М.Сабитовой [101] проанализированы данные от Токтогульского взрыва (08.02.1975, ~730E, 420N), Актюзского (12.05.1982, севернее оз. Иссык-Куль), Торуайгырского (11.07.1974, севернее оз. Иссык-Куль), Сулюктинского (10.04.1977, горное обрамление Ферганской впадины), Наманганских (10.07.1974, 02.11.1974, 10.03.1975, ~71.50E, 410N, Узбекистан) и других. В работе выявлено, что северо-западная часть Киргизского Тянь-Шаня до глубин 10-15 км является более неоднородной, чем северо-северо-восточная.

На северо-западе в верхней коре обнаружены зоны высокоскоростных включений, а на север-северо-востоке возможно наличие зон низкоскоростных включений. Также в верхней части коры на юго-западе (юго-восточное обрамление Ферганской впадины) скорости сейсмических волн ниже, чем на севере и северо-западе. Автором предлагается четырехслойная модель коры, которая представлена в Табл. 8. Также в Табл.

8 представлена модель коры, предложенная в книге [119].

Табл. 8 Модель коры для территории Киргизского Тянь Шаня по [101] и [119]. Vp - скорость продольных сейсмичеких волн, Z - глубина залегания нижней границы.

Назв. слоя. «осадки» «гранит1» «гранит2» «базальт» Мантия Источник Vp (км/с) 5.7 6.1 6.5 7.0-7.2 8.0 [101] Z (км) 5-20 15-20 30-35 40-60 [101] Vp (км/с) 3.5-4.5 4.6-6.2 6.5-6.6 6.8-7.2 8.0-8.1 [119] Z (км) 2.5-13 15-40 45-60 [119] По разные стороны ТФР кровля «гранитного» слоя расположена на разных глубинах, к западу глубина залегания порядка 10-20 км, к востоку — 5-8 км.

По данным Т.М.Сабитовой и Е.М.Бутовской следует, что глубина залегания границы Конрада возрастает с севера на юг. На территориях, граничащих с Туранской плитой и Казахским щитом, она составляет 15-20 км, под горно складчатыми сооружениями Тянь-Шаня возрастает до 35-40. Поверхность Мохоровичича в пределах Тянь-Шаньского блока в целом прогибается от 40 50 км на периферии до 60-65 км внутри блока. К югу от важнейшей структурной линии Николаева мощность земной коры меньше, чем к северу.

В книге [101], а также в работах [96;

110] предполагается, что изменение мощности земной коры здесь происходит скачкообразно. В районе озера Сон-Куль разность залегания границы Мохо по разные стороны разлома возможно порядка 10-15 км, далее на северо-восток разность уменьшается до 10 км [101]. В районе Токтогульского водохранилища изменение мощности земной коры по обе стороны Таласо-Ферганского разлома по сейсмологическим данным не наблюдается.

Исследования скоростного строения коры по данным поверхностных волн проводились Т.Б.Яновской и Т.М.Сабитовой [101]. С помощью поверхностных волн удается получить информацию о скоростном строении в труднодоступных районах, в Срединном и Южном Тянь-Шане. Построены карты распределения групповых скоростей волн Рэлея (в волне Рэлея смещение частиц почвы лежит в вертикальной плоскости, а сами частицы описывают эллипс двигаясь против часовой стрелки) для различных периодов. Отчетливо проявляется уменьшение скорости к югу от Гиссаро Кокшаальского разлома (изменение скоростей по обе стороны разлома ~1км/с до глубин 20 км). Изменение скоростей по обе стороны от ТФР ~0.6 0.7 км/с для глубин ~5-10 км и ~0.3-0.4 км/с для глубин ~10-15 км. Показано, что на глубинах 10-15 км различие по обе стороны ТФР становится менее резким. На глубинах 5-10 км под Ферганской впадиной значения скоростей волн Рэлея пониженные. Также в работе отмечается, что характер изменения скоростных свойств среды по разные стороны от ТФР для различных звеньев ТФР различен. Скоростной градиент на глубинах 5-10 км наибольший в центральной части разлома. В северной части разлома резкого изменения скорости по обе его стороны не наблюдается. К востоку от ТФР выделяются зоны повышенных скоростей в области, ограниченной ТФР, Гиссаро Кокшальским разломом и линией Николаева, а также область, приуроченная к Туранской плите и Казахскому щиту, т.е. с северной стороны Северо Тяньшанского разлома (для разных периодов формы областей разные). Под Иссык-Кульской впадиной четко прослеживается низкоскоростная аномалия до глубин ~13 км. По данным поверхностных волн получен скоростной разрез для Р и S волн верхней части земной коры (до 16 км) под оз.Иссык Куль.

Исследованиям коры и верхней мантии под Тянь-Шанем методом функции приемника посвящены работы [24;

60]. В [24] расчеты проведены по данным аналоговых станций, расположенных как к западу, так и к востоку от ТФР. Выявлено, что на глубинах ~10-35 км скорости сейсмических волн к востоку от ТФР приблизительно на 10% ниже, чем к западу. Считается, что возможны существенные различия в структуре геологических пород по обе стороны ТФР, т.к. помимо разных значений скорости к востоку от ТФР коэффициент затухания сейсмических волн ниже, а верхняя мантия более анизотропна, чем к западу. В [60] проведены исследования коры и верхней мантии Восточного Тянь-Шаня по данным цифровых станций. Получена информация о скоростном строении горных районов юго-восточной части Тянь-Шаня, хуже всего изученной сейсмическими методами. В восточном Тянь-Шаня толщина коры изменяется в пределах 45-70 км. Выявлены новые скоростные особенности верхней мантии исследуемой территории, связанные с астеносферным слоем пониженных скоростей и толщиной покрывающего астеносферу сверху слоя повышенных скоростей.

Первые сведения о скоростной структуре верхней мантии до глубин 300-400 км получены в [69]. А.С.Алексеевым с соавторами построено распределение скоростей продольных волн в верхней мантии на профиле Памир-Байкал по сейсмологическим данным. На глубине примерно 120 км по всему профилю, в том числе и под Тянь-Шанем, получен слой пониженной скорости или, в крайнем случае, значительное уменьшение роста скорости с глубиной. Исследованию скоростной структуры верхней мантии посвящены работы Л.П.Винника и А.М.Сайипбековой и других [77;

79;

74;

104]. Проведен анализ данных от удаленных землетрясений.

Выявлено, что к юго-западу от ТФР в верхней мантии преобладают высокие скорости (на 1-3% больше по сравнению с нормальной 8.0-8.1 км/сек).

Корреляция высот современного рельефа со скоростными неоднородностями в верхней мантии на территории Западного Тянь-Шаня не наблюдается. К северо-востоку от ТФР на значительной площади отмечается низкоскоростная мантия (на 1-3% меньше по сравнению с нормальной 8.0-8. км/сек), но для северной части Чуйской, восточной части Иссык-Кульской, Илийской и южной части Прибалхашской впадины характерна мантия с повышенными скоростями. Следовательно, к северо-востоку от ТФР отмечается отчетливая связь скоростных неоднородностей верхней мантии с высотами современного рельефа. В [74] также отмечается, что характер неоднородностей в верхней мантии под восточным Тянь-Шанем существенно отличается, от скоростных неоднородностей в сопредельных районах Западного Тянь-Шаня и Памира.

4.7.2 Сейсмичность.

По признаку сейсмичности существует четкая градация территорий Средней Азии на блоки 1-го, 2-го, 3-го и.т.д. рангов [98]. Блоки 1-го ранга оконтуривают землетрясения с М8. Их размеры от 1000-1500 км. Например, Тибетский и Иранский литосферные блоки. Землетрясения с М оконтуривают блоки 2-го ранга с поперечником 300-600 км. Тянь-Шаньская микроплита является блоком 2-го ранга. Тянь-Шаньский блок по степени сейсмичской активности разделяется ТФР на два блока 3-го ранга (размеры 100-300 км). Блоки 3-го ранга выделяют по распределению землетрясений с М3-6.

Анализ данных о плотности скопления очагов землетрясений на разных глубинах в пределах исследуемого региона показывает, что подавляющее большинство очагов расположено на глубинах 5-20 км [119]. Что касается взаимосвязи местоположения гипоцентров землетрясений и коровых скоростных неоднородностей, то из [103] следует, что «разрядка напряжений происходит в градиентных зонах, обусловленных местоположением высокоскоростных тел - накопителей энергии».

Ниже на Рис. 21 представлена карта землетрясений, полученных из каталога МСЦ и произошедших в период с 1904 по 2000 года и карта наиболее сильных и разрушительных землетрясений, произошедших за последние 120 лет. Из Рис. 21 видно, что расположенные на юге Тянь Шаньской микроплиты глубинные разломы являются наиболее сейсмоактивными. Исследованию последствий крупных разрушительных землетрясений, а также афтершоковой и форшоковой активности, связанной с этими землетрясениями посвящены работы [31;

12] (Суусамырское землетрясение) и [86] (Кеминское землетрясение).

Рис. 21 а) землетрясения из каталога МСЦ за период 1904-2000 года, б) наиболее сильные разрушительные землетрясения, произошедшие на исследуемой территории за последние 120 лек (IASP Handlbook).

4.7.3 Исследования методами глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ).

Работы методом ГСЗ для Тянь-Шаня были впервые проведены Г.А.Гамбурцевым, основателем метода, в 1949-1953 годах [80]. Исследования проводились по трем направлениям на Северном Тянь-Шане: оз. Иссык-Куль - восточная часть оз. Балхаш, оз. Иссык-Куль - западная часть оз. Балхаш, оз.

Иссык-Куль – г.Фрунзе – Чан-Кудук. Наблюдения производились на разобщенных непрерывных продольных профилях разной длины (от 1 до км). Полученные скоростные сечения по трем направлениям являются осредненными для полосы 100 км, длина сечений порядка 400 км, исследовались глубины до 60 км. Сделан вывод о том, что в пределах исследованного региона поверхность Мохоровичича и поверхность базальтового слоя залегают несогласно. Глубина границы Мохо в пределах исследуемого района от 40 до 50 км, а поверхности базальта от 8 до 20 км. В областях горных хребтов Кунгей- и Заилийский Алатау, Казахский хребет наблюдается поднятие поверхности базальтового слоя и увеличение его мощности по сравнению с областями депрессий: Чуйской, Иссыккульской, Илийской. В направлении Иссык-Куль – г.Фрунзе – Чан-Кудук рельеф глубоких границ земной коры более резкий, чем на Балхашских направлениях. Позднее на территории Севрного Тянь-Шаня была проведена еще серия работ методом ГСЗ. На участке оз.Иссык-Куль-оз.Балхаш имеются три параллельных профиля ГСЗ. Работы по одному из профилей, Каскаленскому, выполнялись в 1967 году под руководством В.А.Контова.

В.И.Шацилова и других. Длина профиля около 300 км. В области перехода от равнинного Казахстана к Северному Тянь-Шаню толщина земной коры постепенно увеличивается от 40 до 50 км. Исследования [116] хорошо согласуются с результатами первых работ по ГСЗ, проведенных Г.А.Гамбурцевым. В [116] дополнительно отмечено, что наблюдается значительное изменение соотношения скоростей продольных и поперечных сейсмических волн в земной коре Северного Тянь-Шаня по сравнению с равнинными районами.

С помощью методов ГСЗ активно исследовалась земная кора под Ферганской впадиной и примыкающими к ней территориями, т.е. район Западного Тянь-Шаня. В 1958 году проведены измерения по профилю Ленинабад-Караунгур, основными исполнителями были Б.С.Вольвовский, И.С.Вольвовский и др. [89]. Длина профиля составила 285 км. Пролегал этот профиль в субширотном направлении. Результатом исследований по этому профилю было выявление осадочного слоя мощностью 5.5-9 км со средними скоростями 3.9-4.3 км/с. Этот слой ограничен изолиниями скоростей 6.0 км/c.

Рельеф подошвы осадочного слоя в большинстве случаев совпадает с рельефом земной поверхности в этом районе. «Гранитный» слой разделяется на два подслоя – нижний «диоритовый» и верхний «гранито-гнейсовый».

Мощность «диоритового» слоя 8.5-11.5.км, этот слой ограничивается изолиниями скоростей 6.5 км/с (сверху) и 7.0 км/c (снизу). Замечено, что толщина «диоритового» подслоя увеличивается в восточном направлении.

«Гранито-гнейсовый» подслой обладает переменной мощностью 16-21 км и ограничен скоростями Р волн 6.0 км/с (сверху) и 6.5 км/c (снизу).

«Базальтовый» слой имеет мощность 11-13 км и увеличивается в западном направлении. Под границей Конрада характерная скорость Р волн 7.0 км/с, а под границей Мохоровичича 8.0 км/с. Глубина залегания границ Конрада и Мохо приблизительно 35 и 48 км соответственно. Также в «диоритовом», «гранито-гнейсовом» или «базальтовом» слое не исключается наличие волноводов (слоев пониженных скоростей) толщиной 4.5, 2.0 или 6.0-6.5 км соответственно. [89] Второй профиль Абадан-Вуадиль пересекал Ферганскую впадину в меридиальном направлении. Его длина 117 км. Он был выполнен в 1959 году. Основными исполнителями были Б.С.Вольвовский, И.С.Вольвовский и др. [89]. Выделено залегание границы Мохо на глубинах 43-48 км, а границы Конрада на глубинах 34-37 км.

Отмечается скачок границы Мохо длиной около 3 км под Южно-Ферганской разломной зоной, к югу от разлома граница Мохо приподнята до 45 км. В 1973-1975 годах институтом геологии и геофизики АН УзССР и Ферганской экспедицией МГ УзССР во главе с И.Х.Хамрабаевым, Е.М.Бутовской, В.А.Паком, Б.Б.Таль-Вирским, Г.В.Краснопевцевой были проведены исследования методом ГСЗ вдоль профиля Зоркуль-Токтогул. Одним из итоговых результатов этой работы также является разрыв поверхности Мохо под Южно-Ферганской разломной зоной. Другим результатом является выявление тенденции к увеличению толщины земной коры в южном направлении, а также увеличение средней скорости продольных волн в южном направлении в коре [106]. В 1991 году были проведены изучение и переинтерпретация данных профилей ГСЗ и МОВЗ, накопленных за более, чем 30-летний период [66]. Один из выводов этой работе, ранее не отмечавшийся, заключается в том, что в Северном и Срединном Тянь-Шане в верхних и средних частях земной коры отмечены волноводы (5.5-5.8 км/с). В южном Тянь-Шане волноводы выделяются в средней и нижней коре. Для Туранской плиты коровые волноводы не характерны.

На основе анализа времен пробега первых вступлений продольных мантийных волн от крупных промышленных взрывов, зарегистрированных сетью сейсмологических станций, а также на профилях ГСЗ в [75] были построены двумерный скоростной разрез коры и верхней мантии в субширотном направлении вдоль профиля Аму-Дарья –Токтогул и схемы распределения скоростей продольных волн в верхней мантии под Тянь Шанем и сопредельными территориями. Выявлено, что сейсмоактивные районы Тянь-Шаня существенно отличаются от прилегающих асейсмичных районов Туранской плиты наличием в разрезе на глубинах свыше 100 км мощного и четко выраженного астеносферного слоя с понижением скорости.

Так же как, например в [79], в верхней мантии при пересечении с востока на запад Талассо-Ферганского разлома отмечается увеличение значений скоростей продольных сейсмических волн (в данной работе на 0.5 км/с).

Самые высокие значения скоростей Р волн соответствуют Ферганской впадине, здесь скорости Р волн достигают значений 8.5-8.6 км/с. Под Чаткальским хребтом наблюдается понижение скорости до 8.2-8.3 км/с.

Северный Тянь-Шань характеризуется наиболее низкими значениями скоростей в верхней мантии. Если говорить о геологическом возрасте горных пород под Тянь-Шанем, то под Северным Тянь-Шанем залегают более древние геологические структуры (образовались в период каледонской складчатости, 500-410 М.л.н.), чем под Южным (образовались в период герцинской складчатости, 410-295 М.л.н.).

4.7.4 Исследования земной коры всего Тянь-Шаня методом сейсмической томографии по данным объемных волн.

Для построения трехмерных моделей в работах [44;

11;

67] сначала было проведено построение одномерных слоистых моделей по данным объемных сейсмических волн от локальных землетрясений. Эти одномерные слоистые скоростные модели были использованы в качестве нулевого приближения при построении трехмерных моделей. В работе [108] в качестве начальной скоростной модели используется одномерная линейно непрерывная скоростная модель.

Введем обозначения:

М1 – модель S.Roecker [44], М2 – модель S.Roecker [44], М3 - модель S.Ghose [11], М4 - модель А.Адамовой [67];

М5 - модель А.Треусова [108].

Графики одномерных слоистых скоростных моделей М1, М2, М3, М4 и одномерной линейно непрерывной модели М5 представлены на Рис. 22.

Рис. 22 Одномерные модели скоростей Р волн М1, М2, М3, М4, М5 для территории Тянь-Шаня.

Горизонтальными линиями показаны стандартные ошибки определения скорости в слое для каждой модели.

Из Рис. 22 видно, что слоистые скоростные модели существенно различаются между собой. Анализ величин стандартных ошибок для слоистых скоростных моделей показывает, что наиболее точно удается определить среднюю скорость в слое на глубинах 5-35 км (Vp<0.02 км/с). На глубинах 20-50 км скорости Р волн в модели M5 существенно больше, чем в моделях М1-М4.

Ниже приведена некоторая информация о существующих трехмерных томографических моделях коры и верхней мантии под Тянь-Шанем.

В [44] рассчитаны трехмерные модели скоростей Р и S волн в коре и верхней мантии для всей территории Тянь-Шаня. Сводная информация об использованных локальных данных и регионе приведена в Табл. 9. Помимо локальных данных в работе использованы также телесейсмические события.

Обнаружены области пониженных скоростей Р и S волн до глубин 5-7 км под Чуйской и Иссык-Кульской впадинами. Под Ферганской впадиной пониженные скорости наблюдаются до глубин 10-15 км как в модели для Р, так и для S волн. Авторами статьи отмечается, что, не смотря на явные различия в приповерхностной геологии по обе стороны от Талассо Ферганского разлома, в верхней коре Талассо-Ферганский разлом (ТФР) не является четкой границей разноскоростных блоков как в модели для Р, так и в модели для S волн. На глубинах 20-50 км, а также в верхней мантии скорости к востоку от ТФР более низкие, чем к западу для моделей и Р, и S волн. Исключение составляет высокоскоростное тело, локализованное на глубинах 25-40 км восточнее Нарынской впадины.

В работе [108] построена непрерывная модель скоростей Р волн в коре под Киргизским Тянь-Шанем. Краткая информация об используемых данных представлена в Табл. 9. Из распределения скоростей в поверхностных слоях коры (5 и 10 км) видно, что Талассо-Ферганский разлом является контрастной границей раздела областей с различными скоростями. Низкие скорости до 5.3 км/с наблюдаются в районе Ферганской впадины, высокие до 6.6 км/с простираются в южном направлении, а также на восток до 6.5 км/c на уровне сорок второй параллели. В районе Иссык-Кульской впадины преобладают пониженные скорости. На глубинах 15 и 20 км перепад скоростей по обе стороны разлома уже не столь заметный, хотя область повышенных скоростей восточнее разлома сохраняется. С увеличением глубины скорости в Ферганской впадине постепенно нарастают, а зона озера Иссык-Куль остается по-прежнему низкоскоростной. Разброс скоростей на глубинах 15 и 20 км от 5.8 км/с до 7 км/с. На глубинах 25 и 30 км скоростная картина существенно выравнивается, намечается тенденция к увеличению скорости западнее разлома. Вообще на этих глубинах скорость изменяется от 6.2 км/с до 7.3 км/с. Тенденция к увеличению скорости западнее разлома также наблюдается на глубинах 40 и 50 км. В итоге в нижних слоях коры на границе с верхней мантией Восточный Тянь-Шань становится более высокоскоростным, чем Западный.

В работе [67] проведено построение блоковых моделей скоростей Р и S волн с использованием той же самой методики, что была применена в [44] и более полного набора данных (см. Табл. 9). В верхней коре низкоскоростные области выявляются не только под впадинами Чуйской, Иссык-Кульской и Ферганской, как в работе [44], но и под Баткенской, Ноокатской;

Тогуз Торооской вместе с Нарынской, Джумгальской, Аксайской, Сарыджазской и Энгильчекской. На территории Северного Тянь-Шаня в верхней коре в целом наблюдается зона повышенных скоростей. На глубинах 25-50 км к западу от Талассо-Ферганского разлома преобладают повышенные значения скоростей, а к востоку пониженные. На глубинах 35-65 км авторами выявлена область пониженных скоростей в зоне сочленения Тянь-Шаня с Таримским массивом.

При сравнении трехмерных томографических моделей, представленных в выше изложенных работах, а также трехмерной модели скоростей Р волн, полученной по данным поверхностных волн [101] видно, что существуют общие скоростные особенности, которые отмечаются всеми исследователями, но одновременно с этим наблюдаются существенные различия в скоростных моделях, полученных разными авторами. Например, в [108] отмечается, что на глубинах 25-35 км под Тянь-Шанем скоростная картина существенно выравнивается, а в [67] замечено, что в интервале 25- км земная кора характеризуется повышенной гетерогенностью. При описании результатов расчетов трехмерных скоростных моделей на этих глубинах в [44] авторами сделан вывод, что именно в средней коре имеющийся массив данных не позволяет получить достоверные сведения о скоростной структуре из-за недостаточной плотности лучей. Также в модели скоростей Р волн резкое изменение скорости по обе стороны ТФР на глубине 5 км в [44] отсутствует, а в моделях [108] и [101] присутствует. В то же время общей особенностью всех моделей является изменение характера неоднородностей по обе стороны от ТФР в средней коре (под Ферганской впадиной низкоскоростная аномалия сменяется высокоскоростной, а к востоку от ТФР высокоскоростная – низкоскоростной). Тот факт, что в нижней коре восточный Тяянь-Шань становится более низкоскоростным, чем западный также хорошо согласуется с исследованиями верхней мантии под этим районом [79;

74;

75], если предположить, что характер скоростных неоднородностей при переходе через границу кора мантия не меняется. В большинстве работ в верхней коре под Иссык-Кульской впадиной отмечается локальная зона пониженных скоростей. Рассчитанные в [44] сейсмотомографические модели использовались при проведении сравнительного анализа результатов магнитотеллурических и сейсмотомографических исследований в работах [71] и [107]. Основной идеей этих работ является выявление связи между зонами пониженных скоростей продольных и поперечных сейсмических волн в земной коре под Тянь-Шанем с областями, характеризующимися повышенной электрической проводимостью. Авторами работ совпадение зон пониженных скоростей и повышенной проводимости объясняется процессами высокотемпературного метаморфизма и гранитообразования в этих районах. Результаты работы [44] использовались для построения трехмерных моделей плотности пород в нижней коре в [48].

4.7.5 Исследования земной коры Cеверного Тянь-Шаня методом сейсмической томографии по данным объемных волн.

В работе [103] проведено сейсмотомографическое исследование двух регионов Северного Тянь-Шаня: Чуйского (73.6-76 в.д., 41.8-43.1 с.ш.) и Иссык-Кульского (75.5-79.2 в.д., 41.6-43.4 с.ш.). Расчеты производились по программе [88]. В работе отмечено, что скоростная модель, полученная для Чуйского региона, является менее детальной и достоверной, чем для Иссык Кульского. Сведения о количестве используемых станций для расчетов, количестве лучей и размерах регионов приведены в Табл. 9. Новая информация получена для коры до глубин 20 км, на глубинах 20-50 км в скоростных разрезах приводятся значения скоростей, рассчитанные ранее в [44]. В [103] авторам впервые удалось обнаружить для всех исследуемых очаговых зон сильных землетрясений (для Чуйского района – это Беловодское, Баласагынское и Кемино-Чуйское землетрясения, для Иссык Кульского – Кебинское, Кемино-Чуйское, Байсорунское, Жаланш-Тюпского и Сарыкамышского) наличие одинаковых характерных особенностей в скоростной модели продольных волн в коре. Местам расположения землетрясений соответствуют области пониженных скоростей в верхней коре, которые соединены узким ослабленным «каналом» с низкоскоростными областями (волноводами) в нижней коре. При этом обязательно наличие выскоскоротных тел разнообразной формы, подступающих к системе волновод - узкий канал - волновод на различных глубинах. В верхнем 20 км слое Киргизскому хребту соответствуют пониженные скорости. Южная часть Чуйского района отличается повышенной гетерогенностью – чередованием разноскоростных блоков, наползанием выскоскоростных блоков на низкоскоростные. Под центральной частью озера Иссык-Куль на глубине 10 км отчетливо видна низкоскоростная область, которая согласуется с аномалиями повышенного теплового потока.

S.Ghose с соавторами [11] были построены слоистые одномерные и непрерывные трехмерные модели скоростей Р и S волн для верхней коры в зоне сочленения Чуйской впадины и Киргизского хребта. Использованы данные сейсмологической сети цифровых станций KNET (см. Табл. 9).

Резкий градиент сейсмических скоростей для Р и S волн наблюдается в области перехода от Чуйской впадины к Киргизскому хребту. Эта переходная зона погружается в глубину под острым углом по сравнению с направлением на юг. Под Киргизским хребтом мощность низкоскоростных слоев значительно больше, чем под Чуйской впадиной для Р и S волн. Под западной частью Киргизского хребта в модели для Р волн обнаружено локализованное еще более низкоскоростное тело на глубинах ~12-24 км.

Табл. 9 Имеющиеся данные для построения локальных сейсмотомографических моделей для различных территорий Тянь-Шаня и размеры этих территорий.

Источ Корд. рег. Размеры (x*y*z) Тип Автор Nстан Nлуч.

ник в.д. с.ш. км волны алгоритма.

[44] 69.0-80.0 39.0-44.0 850*500*50 P 267 5304 S.Roecker [44] 69.0-80.0 39.0-44.0 850*500*50 S 267 4496 S.Roecker [108] 69.6-78.6 39.0-43.1 730*455*50 P 76 700 А.В.Треусов [67] 68.0-80.0 38.5-43.5 980*550*50 Р 300 27285 S.Roecker [67] 68.0-80.0 38.5-43.5 980*550*50 S 300 23077 S.Roecker [103] 73.5-76.0 41.8-43.2 200*155*20 P 38 1748 П.Г.Дитмар [103] 75.6-79.2 41.6-43.4 290*200*20 P 45 1314 П.Г.Дитмар [11] 74.0-76.0 41.9-43.4 160*160*27 Р 12 3576 S.Ghose [11] 74.0-76.0 41.9-43.4 160*160*27 S 12 3607 S.Ghose 4.8 Детальное изучение зоны сочленения Чуйской впадины и Киргизского хребта.

Ниже приведены более полные сведения о регионе 42-43 с.ш. и 74- в.д. Эта область является одной из тех, которые изучаются наиболее активно на протяжении последних 30 лет. Северо-Тянь-Шаньский глубинный разлом, состоящий из серии более мелких разломов, появился еще в эпоху каледонской складчатости. Большинство разломов на этой территории активны последние 0.1 млн. лет. В основном, скорости движений вдоль разломов <1 мм/год, но также наличествуют разломы со скоростями от 1 до мм/год. Для Иссык-Атинского и Чонкурчакского разломов характерны надвиговые движения со скоростями 0.5-0.7 и 0.3 мм/год соответственно. Для небольших разломов порядка 20 км северо-восточного направления, возникающих на стыке Иссык-Атинского и Чонкурчакского разломов, также характерны лево- и правосдвиговые движения. Параллельно Иссык Атинскому разлому в районе 420 с.ш. расположен разлом, для которого наблюдаются взбросовые и сдвиговые движения. Также группе разломов северо-восточнее Иссык-Аты, в большинстве своем северо-западного простирания, присущи взбросовые и правосдвиговые движения с поднятым северо-восточным крылом. На западе в исследуемый прямоугольник попадает часть Северо-Суусамырского, а на востоке часть Кеминского разлома. Для Северо-Суусамырского разлома скорость взброса 0,5-0, мм/год. Для Кеминского разлома, расположенного на северном склоне Кунгей-Алатау, измерены скорость надвига 1.5 мм/год и скорость левого сдвига 0.5 мм/год.

В выделенном регионе расположена Северо-Чуйская тепловая аномалия, которая входит в Восточно-Тянь-Шаньскую аномальную зону и является областью повышенного теплового потока (более 80 мВт/м2). При этом нижнекоровый и верхнемантийный поток составляет 30, а в центре аномалии 80 мВт/м2. Также в области Северо-Тянь-Шаньского глубинного разлома наблюдается резкий градиент магнитных аномалий, связанных с магнитными массами на глубинах 10-30 км, и интенсивный горизонтальный градиент регионального гравитационного поля. Положение границы базальта в области сочленения Киргизского хребта и Чуйской впадины по результатам исследования методом ГСЗ, проводимого под руководством Г.А.Гамбурцева, следующее: «под впадиной поверхность базальта залегает примерно горизонтально, затем она образует прогиб (зона предгорного прогиба), потом ступенеобразно поднимается (зона глубинного разлома) и под Киргизсуким хребтом образует поднятие. Из работы Т.М.Сабитовой следует, что под Чуйской впадиной намечается подъем границы Мохоровичича.

На Рис. 23 представлены карты разломов исследуемой территории, полученные из разных источников. Явно видны несоответствия в расположении Иссыкатинского разлома, Чонкурчакского и других, отсутствие на карте а) Шамси-Тюндюкского разлома. В ходе работы будет проведен анализ насколько хорошо обнаруженные горизонтальные неоднородности скоростей Р волн согласуются с местоположением разломов, представленным и на рис. 2а), и на рис. 2б).

Рис. 23 а) Карта разломов из [109], наложенная на карту рельефа местности, полученную с сайта www.ngdc.noaa.gov и название некоторых разломов по [109]. б) Активные разломы и складки Северного Тянь-Шаня по [86] (треугольники показывают направление плоскости падения сместителя).

Выводы к главе 1. Скоростная структура под изучаемой территорией исследовалась ранее с помощью построения систем встречных годографов, методов ГСЗ, МОВЗ, функции приемника, сейсмической томографии по данным удаленных и местных землетрясений. Также для обсуждаемой территории проведено много детальных исследований, посвященных изучению геофизических полей, геологического строения и деформационных процессов. Несмотря на подробное изучение этой территории до сих пор существует целый ряд несогласованностей в этих исследованиях и необъясненных геофизических эффектов.

2. Существующие одномерные модели скоростей Р волн, используемые для построения трехмерных томографических моделей, а также для определения координат землетрясений и времени в источнике (Табл. 8 и Рис. 22), существенным образом отличаются между собой. При построении трехмерных скоростных моделей методом сейсмической томографии процесс нахождения минимальной скоростной модели является особенно важным [21]. Поэтому в данной работе по имеющимся наборам данных перед построением трехмерных скоростных моделей проведен поиск оптимальных одномерных скоростных моделей.

3. Уже построенные сейсмотомографческие модели для некоторых районов Тянь-Шаня проясняют некоторые структурные особенности территории Тянь-Шаня, но не всегда удовлетворяют существующим требованиям по точности и достоверности и согласуются между собой. Приблизительно одни и те же результаты получены в разных работах по поводу соотношениия скоростей продольных сейсмических волн по разные стороны ТФР в нижней коре и верхней мантии. Спорными остаются вопросы, связанные со скоростным строением верхней коры под всей территорией Тянь-Шаня.

Глава 5 Описание используемых в работе данных и анализ сейсмичности Тянь-Шаня.

В настоящей главе описаны собранные в ходе работы сейсмологические данные, часть из которых была использована для построения сейсмотомографических моделей, а остальные были необходимы для анализа сейсмичности в регионе, а также для выявления различных особенностей волновой картины, присущей данному региону.

5.1 Общие сведения об используемых данных.

Для проведения исследований использовались сведения четырех разных баз времен пробега продольных и поперечных сейсмических волн от локальных землетрясений. Краткая информация об используемых данных приведена в Табл. 10.

Табл. 10 Краткая информация об используемых в ходе исследования сейсмологических данных для района 68.0-80.0 с.ш., 38.0-44.0 в.д.

№ Период Тип Кол. Кол. P Кол. S набора Инф. О станц. наблюд.

станц. земл. волн волн данных (гг.) 1 KNET (13ст) Цифр. 1991-1999 9172 68406 KNET, KAZNET, GHENGIS 2 Цифр. 1997-2000 10678 109153 (39 ст.) Анал. и 3 ОМЭ ИС КР (218 ст.) 1957-1999 2082 27757 цифр.

Станции из бюл.ISC Анал. и 4 1964-1997 ~1800 ~9200 ~ (33 ст.) цифр.

Набор данных 1 (KNET) составлен Центром Сбора Данных Широкополосных Станций (Broadband Seismic Data Collection Center, США, Сан Диего, ftp://epicenter.ucsd.edu/pub/eakins/knet/). Бюллетень 2 является результатом совместной работы Института Высоких Температур АН (ИВТАН), Киргизского Института Сейсмологии (КИС) и Центра Сбора Данных Широкополосных Станций и предоставлен J.Eakins (ftp://epicenter.ucsd.edu/pub/eakins/tien_shan/). Наборы данных 1 и предоставлены в формате CSS3.0. Данные 3 получены от Т.М.Сабитовой и А.А.Адамовой (КИС). Бюллетень Международного Сейсмологического Центра (данные 4) получен с сайта www.isc.ac.uk.

Часть набора данных 3 использовалась для построения блочной скоростной модели коры территории Тянь-Шаня методом сейсмической томографии [44]. Также набор данных 3 использовался в [67] для построения трехмерных скоростных моделей Р и S волн. Часть данных 1 за период времени 1991-1996 года использовалась для расчета непрерывной трехмерной скоростной модели под Северным Тянь-Шанем в [11].

На начальном этапе исследования были построены годографы по данным времен пробега Р и S волн с использованием информации, поступившей из различных источников (наборы данных 3,2 и 1). На Рис. представлены годографы для Р и S волн, построенные по набору данных 3.

На экспериментальные данные наложены теоретические годографы для Р и для S волн. Теоретические времена пробега рассчитывались с использованием скоростной модели М2 для глубины очага 0 км. Две теоретические ветви (бордовая и голубая) для Р (S) волн соответствуют сейсмическим лучам, преломленным в слое 15-25 км со скоростями 6.2 (3.6) и слое 60-80 км со скоростями 8.0 (4.5) км/с. Оранжевая теоретическая ветвь годографа соответствует прямым лучам, распространяющимся со скоростью 5.1 (2.7) км/с.

Рис. 24 Годографы для Р и S волн, построенные по набору данных 3. На экспериментальные данные наложены теоретически рассчитанные годографы для Р и S волн, соответствующие разным преломляющим горизонтам.

Анализ распространения сейсмических волн в слоистой скоростной модели М2 для случая расположения источника на поверхности показывает, что на малых эпицентральных расстояниях до 98 км для Р и 93 км для S из трех волн, годографы которых изображены на Рис. 24, существует только прямая волна 5.1 (2.7). При 98 км для Р и 93 км для S волн возникает преломленная волна 6.2 (3.6). Затем на эпицентральных расстояниях 163 для Р и 167 для S км впервые появляется волна 8.0 (4.5). До 247 км для Р и 268 км для S время пробега вдоль волны 8.0 (4.5) больше, чем время пробега вдоль волны 6.2 (3.6). После 247 км для Р и 268 км для S волны 8.0 (4.5) становятся первыми в своей группе волн (Р и S). Если глубина источника сейсмических волн больше 0 км тогда обе преломленные сейсмические волны впервые появляются на меньших эпицентральных расстояниях.

Соответствующее эпицентральное расстояние, при котором преломленные на различных горизонтах сейсмические волны выходят в первые вступления, также меньше соответствующего эпицентрального расстояния, рассчитанного для источника, расположенного на поверхности.

Анализ Рис. 24 показывает, что на >400 км четко выделяются две группы экспериментальных данных, соответствующие двум теоретическим ветвям годографа 6.2 (3.6) и 8.0 (4.5). Эти волны на 160400 км также существуют, но экспериментальные годографы не позволяют их идентифицировать в зоне интерференции на малых расстояниях. Для построения томографических моделей в данной работе по возможности отбирались времена, соответствующие только первым вступлениям продольной или поперечной волны. Из-за того, что на 160400 км группы экспериментальных точек, соответствующие двум разным сейсмическим волнам, не разделяются, на этих эпицентральных расстояниях отбор первых вступлений наиболее затруднителен. Поэтому оценке качества используемых данных уделено много внимания, и для построения томографических моделей отобрана наиболее достоверная информация (см. 5.3).

На Рис. 25 представлены годографы, построенные по набору данных 2.

Все станции, регистрирующие сейсмические волны, являются цифровыми для данного набора данных, в отличие от набора данных 3. Однако, несмотря на то, что точность определения времени вступления для цифровых станций выше, зрительно видно, что на эпицентральных расстояниях более 400 км в качестве первого вступления иногда выделяется вступление той сейсмической волны, которая пришла позже.

Рис. 25 Годографы для Р волн, построенные по части данных из набора 2 для глубин 0-5 км и 5-10 км в области 73.5-80.5 с.ш., 39.0-44.5 в.д.

Для имеющихся наборов данных был проведен также анализ редуцированных годографов. Редукция проводилась следующим образом.

Для каждой пары источник-приемник рассчитывались все возможные сейсмические волны в некоторой стандартной слоистой скоростной модели (М1, М2 или М3) для той глубины, на которой располагался источник. Затем выбиралась волна, время пробега вдоль которой минимально. Это время пробега считалось истинным и вычислялась невязка именно относительно минимального рассчитанного времени пробега. На одних эпицентральных расстояниях минимальной являлась прямая сейсмическая волна, на других преломленная во втором слое, далее в третьем. Построенные таким образом редуцированные годографы Р и S волн для набора данных 3 на основе слоистой скоростной модели М2 представлены на Рис. 26.

Рис. 26 Редуцированные относительно модели М2 (автор S.Roecker, см. 5.1) годографы для Р и для S волн, построенные по имеющемуся набору данных 3.

Из Рис. 26 видно, что модель М2 для Р волн достаточно хорошо описывает имеющийся набор данных. Среднеарифметическое значение невязки (если рассматривать только те лучи, у которых эпицентральное расстояние меньше 250 км) близко к нулю и равно -0.3 c. Скорости для S волн, приведенные в модели М2, являются заниженными по сравнению со скоростями, соответствующими минимальной одномерной модели S волн, для имеющегося набора данных. Вычисленное среднеарифметическое значение невязки по всем лучам с эпицентральным расстоянием меньше км для S волн равно -1.2 сек. Для набора данных 3 рассчитаны невязки относительно скоростных моделей М1, М2 и М3. Приблизительно для 95% лучей значение невязки по модулю относительно любой из используемых моделей не превышает 5 сек для Р волн и 10 сек для S волн. Приблизительно 65% от общего количества всех лучей соответствуют эпицентральным расстояниям до 250 км и приблизительно 30% лучей более 250 км.

Построение редуцированных годографов с использованием описанного выше метода также проведено по набору данных 2 для землетрясений на глубине 0-5 км и 5-10 км в районе 73.5-80.5 с.ш., 39.0-44.5 в.д.

t ( сек ) Рис. 27 Редуцированные годографы для Р волн, построенные по части данных из набора 2 с использованием источников, расположенных на глубинах 0-5 км и 5-10 км в обл. 73.5-80.5 с.ш., 39.0 44.5 в.д.

Новая особенность набора данных 2, которая не видна при построении нередуцированных годографов (Рис. 25) проявляется при построении редуцированных годографов (Рис. 27). На =50100 км для землетрясений на глубинах 5-10 км в скоростной модели М2 теоретически минимальное время пробега соответствует одному типу волны, в то время как интерпретатором в качестве первого вступления была выделена друга более поздняя сейсмическая волна.

На Рис. 28 представлены результаты редукции относительно скоростных моделей М2 [44] и модели М3 [11] для Р и S волн для части данных из набора 1. Модель Ghose для Р волн достаточно хорошо описывает имеющийся набора данных. Среднеарифметическое по всем Р невязкам равна 0.0 сек. Разброс невязок S волн относительно моделей М2 и М значительно больше, чем Р волн.

Также в ходе работы было проведено сравнение годографов, построенных для групп лучей, расположенных в различных районах исследуемого региона. Например, по набору данных 3 один годограф построен с использованием данных времен пробега только тех лучей, источник и приемник для которых были расположены к западу от Талассо Ферганского разлома, а второй для лучей, которые полностью соответствуют восточной части Тянь-Шаньской горной системы. Четкого различия наклона t ( сек ) двух годографов, построенных по двум разным группам данных, не выявлено.

Рис. 28 Редуцированные годограф для Р и S волн, построенные по части данных из набора (бюллетень KNET) для территории Северного Тянь-Шаня(обл. 73.5-76.5, 41.9-43.4);

а) – относительно модели М2, б) – относительно модели М3 (S.Ghose).

Для всех наборов данных построены диаграммы распределения землетрясений в зависимости от глубины, максимального угла между направлениями на две соседние станции (азимутальный охват) и количества, зарегистрировавших данное землетрясение станций. Для части данных из набора 2 такие диаграммы представлены на Рис. 29, а для части данных из набора 1 на Рис. 30.

Для территории Северного Тянь-Шаня под руководством Н.Г.Гамбурцевой проводилось исследование геодинамических свойств коры и верхней мантии по данным ядерных взрывов, произошедших на Семипалатинском полигоне и зарегистрированных аналоговыми сейсмическими станциями Пржевальск и Фрунзе [82].

Рис. 29 Диаграммы распределения землетрясений из части данных из набора 2 (обл. 73.5-80.5 с.ш., 39.0-44.5) в зависимости глубины, азимутального охвата и количества, зарегистрировавших данное событие станций.

Рис. 30 Диаграммы распределения землетрясений для части данных из набора 1 (обл. 73.5-76.5, 41.9 43.4) в зависимости глубины, азимутального охвата и количества, зарегистрировавших данное событие станций.

5.2 Анализ сейсмичности и месторасположения станций на территории Тянь-Шаня по имеющимся данным.

Рис. 31 Карта эпицентров землетрясений и сейсмических станций, регистрирующих эти землетрясения по бюллетеню KNET(набор данных №1);

1 – землетрясения, 2 – станции, 3 – область более детального исследования.

Рис. 32 Карта эпицентров землетрясений и сейсмических станций, регистрирующих эти землетрясения по набору данных №2;

1 – землетрясения, 2 – станции Рис. 33 Карта эпицентров землетрясений и сейсмических станций, регистрирующих эти землетрясения по набору данных №3;

1 – землетрясения, 2 – станции.

Как видно из Рис. 31, сеть станций KNET полностью расположена на территории Северного Тянь-Шаня. Станции, входящие во второй набор данных, достаточно равномерно расположены на территории Восточного Тянь-Шаня (Рис. 32). Что касается набора данных 3 (Рис. 33), то наибольшее количество сейсмических станций расположено на территории Северного Тянь-Шаня, между тем в юго-восточной части Тянь-Шаньского орогена покрытие станциями очень редкое. Координаты станций для наборов данных 1 и 2 получены с сайта http://www.iris.washington.edu/ SeismiQuery/station.htm.

Координаты станций для набора данных 3 предоставлены Т.М.Сабитовой и А.А.Адамовой из ИС КР.

На основе имеющихся наборов данных проведен анализ сейсмичности исследуемого региона. Проведение такого анализа было затруднено тем, что, во-первых, собраны данные за разные временные периоды, а, во-вторых, неизвестна магнитуда зарегистрированных землетрясений.

Наиболее сейсмоактивная область расположена в районе хребтов Кокшаал Тау, Ат Баши, Алайского (Рис. 19). Эту область, к сожалению, нельзя отнести к территориям с достоверным определением параметров гипоцентров из-за соответствующего расположения приемников. Наилучшая сходимость при локации событий наблюдается в районе Киргизского хребта, там где расположена группа станций KNET, такие статистические характеристики как стандартное отклонения времени в источнике и стандартное отклонение глубины очага минимальны в этом районе. На представленной карте четко выделяется асейсмичная область в районе оз.Иссык-Куль, эта особенность Иссык-Кульской впадины отмечалась прежде многими исследователями (Т.М.Сабитовой, Ф.Н,Юдахиным и другими).

При рассмотрении изображенных на Рис. 31, Рис. 32 и Рис. 33 карт эпицентров землетрясений сразу обращает на себя внимание район наибольшего скопления землетрясений на юго-востоке исследуемой территории (39-40 с.ш., 76-78 в.д., Китай). Более детально сейсмичность этого района с использованием наборов данных 1 и 2 представлена на Рис.

34. Т.к. этот сейсмически активный регион расположен на краю исследуемой территории, при локации событий возможно существенные погрешности в определении абсолютных координат. Относительное расположение землетрясений является более достоверной информацией. Общей особенностью Рис. 34а и Рис. 34б является сходное направление линий наибольшего скопления событий на восток-северо-восток.

Рис. 34 Расположение землетрясений в районе 39-40 с.ш., 76-78 в.д. по данным бюллетеня 1(а) и 2(б).

С помощью карты Рис. 32 характеризуется сейсмичность района на юге озера Иссык-Куль, которая полностью отсутствует на карте Рис. 31. Особый интерес представляет область наибольшего скопления событий 41.65-42. с.ш., 77.9-78.6 в.д. (Рис. 35). Из Рис. 35 можно сделать вывод, что разломная структура в этом районе имеет южное падение.

Рис. 35 Расположение землетрясений в районе 41.65-42.0 с.ш., 77.9-78.6 в.д. по данным бюллетеня 2.

После проведения перелокации с использованием предложенной в главе 6 одномерной скоростной модели южное падение сохранилось и стало немного более четко выраженным и приуроченным к глубине 15 км.

Провести исследования сейсмичности в зоне сочленения Чуйской впадины и Киргизского хребта оказывается возможным с использованием данных 1. Этот набор данных содержит информацию об афтершоковой активности Суусамырского землетрясения, произошедшего 26 августа года в исследуемом районе. На Рис. 36 видно, что севернее района Суусамырского землетрясения расположена разломная структура, которая также хорошо выделяется по набору данных 1. На Рис. 36 эта структура расположена приблизительно на широте 42.60.

Рис. 36 Разрез сейсмогенной зоны землетрясений в районе 41.9-43.00 с.ш., 73.5-76.5 в.д. по данным 1.

Проведена попытка уточнить местоположение выделенных по данным имеющихся бюллетеней разломных структур с использованием метода двойных разностей и программы HypoDD [62] для перелокации событий. Из за малого количества регистрирующих станций, а также из-за недостаточно высокой точности определения времени вступления не удалось добиться сходимости к единому решению ни для одной из выделенных разломных зон с помощью этого метода. Однако получить более точные сведения о местоположении некоторых из упоминавшихся выше в тексте разломов оказалось возможным другим способом. Перелокация событий методом Гейгера осуществлялась после расчета станционных поправок и новой одномерной скоростной модели. Результаты этих расчетов представлены в следующей главе (Рис. 43).

5.3 Отбор данных для построения одномерных и трехмерных томографических моделей 5.3.1 Отбор данных для территории Cеверного Тянь-Шаня (41.9-43. с.ш., 73.5-76.5 в.д.).

Сортировка данных проводилась согласно критериям, предложенным Э. Кислингом [21] и С. Рокером [45] и описанным в главе 2. Сформированы набора данных, состоящие только из данных времен пробега Р волн и набора данных, состоящие из времен пробега Р и S волн. С одной стороны волна Р имеет более четкое, чем S вступление на сейсмограмме, и с использованием только Р волн вероятность неправильного определения времени вступления значительно ниже, чем при совместном использовании Р и S волн. С другой стороны при наличии данных по Р и S волнам возможно добиться более точной локации событий, а также построить трехмерную модель скоростей не только продольных, но и поперечных волн, а, как известно, информация о трехмерном распределении Vp/Vs является ценной для исследования свойств пород, слагающих земные недра.

Обозначим тщательно отсортированные наборы данных, состоящие только из Р волн, НД1_Р, НД2_Р, НД3_Р, а наборы данных, состоящие из Р и S волн, НД4_РS и НД5_РS. Наборы данных НД1_Р, НД2_Р и НД4_РS составлены на основе данных бюллетеня 1 (Табл. 9). Две другие группы данных НД3_Р и НД5_РS составлены на основе данных бюллетеней 1 и (Табл. 9). Процесс отбраковки некачественных данных для всех наборов данных производился в несколько этапов. На первой стадии из бюллетеней и 2 отобраны те землетрясения, которые произошли на территории 73.5-76. в.д. и 41.9-43.4 с.ш (2533 события из бюллетеня 1 и 629 из бюллетеня 2). На второй стадии были отобраны события, зарегистрированные более, чем станциями и для которых угол между направлениями на две любые соседние станции меньше 180 градусов. Количество таких событий в бюллетене равно 423, а в бюллетене 2 равно 261. Далее для наборов данных НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS и НД5_РS проведена перелокация оставшихся событий в одномерной слоистой модели S.Ghose [11] с помощью программы Sphrel3d [43]. При перелокации событий по программе Sphrel3d к группе наиболее качественных и точно лоцированных событий были отнесены те, которые удовлетворяли пяти перечисленным ниже критериям:

1 – число обусловленности (отношение максимального собственного числа к минимальному) для матрицы из частных производных времени пробега по координатам гипоцентров меньше 300;

2 – на финальной итерации координаты гипоцентров сдвигаются не более, чем на 2 км;

3 – суммарное изменение местоположения эпицентра отличается от местоположения, данного в каталоге, не более, чем на 10 км;

4 – вычисленная ошибка определения координат меньше 3 км;

5 – среднеквадратичная невязка RMSсоб (20) меньше 1сек.

Причем для наборов данных НД1_Р и НД4_PS весовой коэффициент, соответствующий каждому сейсмическому лучу зависил только от точности определения времени вступления и типа волны, а для наборов данных НД2_Р и НД5_PS была добавлена зависимость весового коэффициента от эпицентрального расстояния и величины невязки. В процессе сортировки было отмечено, что при проведении процедуры взвешивания с учетом эпицентрального расстояния и величины невязки сходимость к единому решению улучшается и больше событий удовлетворяют пяти перечисленным выше критериям.

Для набора данных НД3_Р заново были определены координаты и время в очаге по программе Hypoellipse [26] с использованием одномерной скоростной модели S.Ghose [11]. Наиболее точно лоцированными считались те событий, для которые среднеквадратичная ошибка определения координат по горизонтали менее 2.5, а по глубине менее 5.0 км.

Последний этап отбора данных включал в себя процедуру разреживания событий. Для наборов данных НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS и НД5_РS разреживание производилось только в областях с наибольшей плотностью событий. К таким областям относится район проведения карьерных взрывов (42.95-43.15 в.д., 74.8-75.0 с.ш.), а также район 42.0-42. в.д., 73.5-74.0 с.ш., на территории которого в 1992 году произошло сильнейшее Суусамырское землетрясение. В каждой группе данных (НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS или НД5_РS) из всех карьерных взрывов выбирался один с наибольшим количеством зарегистрировавших данный взрыв станций и с наименьшим значением RMSсоб (20). В районе Суусамырского землетрясений из каждой группы (НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS или НД5_РS) исключено ~50% тех событий, которые были зарегистрированы менее 10 станциями. Для составления набора данных НД3_Р плотность землетрясений в зонах сгущения уменьшалась путем разбиения исследуемого объема на блоки 550.5 км (шир.долг.глуб.) до глубины 7 км и 552 км с глубины 7 до глубины 30 км. В каждом блоке отыскивалось событие с максимальным количеством зарегистрировавших станций и с наилучшим азимутальным распределением станций. Количество событий и количество сейсмических лучей, которые включал в себя каждый из наборов данных, приведены в Табл. 11. Анализ данных для территории Северного Тянь-Шаня также проводился в [25]. Ниже на Рис. 37 представлена карта расположения событий для набора данных НД2_Р. Похожая карта расположения источников и приемников для набора данных НД3_Р в декартовых координатах представлена в главе 3 на Рис.6.

Рис. 37 Карта расположения станций и землетрясений для набора данных НД2_Р.

5.3.2 Отбор данных для всей территории Тянь-Шаня Для территории всего Тянь-Шаня создано 2 набора данных, предназначенных для сейсмотомографической инверсии, T_НД1_Р и Рис. 75 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных из 688 событий с использованием программы TomoCubeFD. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Шкала такая же, как и на Рис.72.

Проведен постанционный сравнительный анализ невязок для 1D и 3D моделей. Результаты этого анализа для станции 22а представлены на Рис. 77.

При сравнении Рис. 77 с Рис. 66 (Сев.Тянь-Шань) видно, что в данном случае понижение невязки менее существенное. Вместе с тем, при использовании Рис. Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных из событий с использованием программы TomoTetraFD без учета станционных поправок.

Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %.

трехмерной скоростной модели значение невязок понизилось на северо востоке и на юго-западе оз.Иссык-Куль.

Рис. 77 Сравнение распределения невязок до (а) и после (б) построения трехмерной скоростной модели (Рис. 72) по набору данных из 326 событий по программе TomoTetraFD для станции 22а.

6.2.3 Геологотектоническая интерпретация полученных результатов и сравнение с существующими моделями территории всего Тянь Шаня.

При сопоставлении полученной трехмерной скоростной модели с тектонической картой [100] (Рис. 72) видно, что наиболее отчетливо граница разноскоростных блоков в районе расположения ТФР проявляется на поверхности (сечение 0 км) и на глубинах 30-50 км. На поверхности к западу от ТФР преобладают пониженные значения скоростей, а к востоку повышенные. На глубинах 30-50 км, наоборот, к западу - скорости повышенные, а к востоку – пониженные. К востоку от ТФР на глубинах 30 50 км между системой Северо-Тянь-Шаньских разломов и линией Николаева расположена зона пониженных скоростей, а между линией Николаева и Атбаши-Иныльчекским разломом – зона повышенных скоростей протяженностью ~ 100 км.

При сравнении выявленных скоростных аномалий с трехмерной скоростной моделью [108] наблюдается сходство характера скоростных неоднородностей в верхней коре: к западу от разлома скорости пониженные, к востоку - повышенные. Однако в модели [108] различие скоростей по обе стороны ТФР в приповерхностных слоях порядка 6%, а в авторской модели максимальный перепад скоростей по обе стороны ТФР только 3%. В трехмерной модели скоростей Р волн, построенной в работе [44], пониженные скорости к западу от ТФР отмечаются в слое 5-10 км и менее очевидны в слое 0-5 и 10-20 км. Достаточно четко границей разноскоростных сред в работе [44] ТФР является на глубинах 20-35 км и 50-75 км: к западу скорости повышенные, к востоку – пониженные. В авторской модели, начиная с 30 км и до нижней границы исследуемой области (50 км), всюду к западу от ТФР преобладают повышенные значения скоростей, а к востоку пониженные. В модели [67] эта граница прослеживается немного восточнее ТФР.

Если предположить, что в верхней мантии характер неоднородностей по обе стороны ТФР такой же, как и в нижней коре, результаты, полученные автором, можно сравнить с результатами исследования скоростных неоднородностей в верхней мантии в этом районе (4.7.1). В работах [77;

79;

74;

75;

104] отмечается разный характер скоростных неоднородностей в верхней мантии по обе стороны ТФР. Аналогично авторским результатам в юго-западной части исследуемой территории отмечаются повышенные значения скоростей, а в северо-восточной – пониженные.

Проведем сравнение полученных в данной работе моделей со скоростным сечением, представленным в работе [102]. Это сечение проходит вблизи очаговых зон сильных землетрясений Южного и Северного Тянь Шаня (Рис. 78).

Рис. 78 а) Вертикальный скоростной разрез, построенный в [102] на основе модели, полученной в [44] вдоль профиля Баткен-Бишкек (70.80, 40.10 – 74.80, 42.80), секущего очаговые зоны сильных землетрясений Южного и Северного Тянь-Шаня;

б) вертикальный скоростной разрез вдоль профиля Баткен-Бишкек трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 72 в абсолютных скоростях;

в) вертикальный скоростной разрез вдоль профиля Баткен-Бишкек трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 72 в относительных скоростях (шкала такая же, как и на Рис. 72).

Дополнительные обозначения для рисунков а) и б): 1 – изолинии скоростей, 2 – зоны низких значений скорости (Vp<6,0 км/с), 3 – зоны повышенных значений скорости (Vp>6,4 км/с), 4 – ослабленный канал (Vp=6,0-6,2 км/с), 5 – эпицентры землетрясений, 6 – гипоцентры землетрясений, 7 – разломы.

Сравнение Рис. 78а с Рис. 78б показывает, что к юго-западу от ТФР и в работе [102], и в данной работе наблюдается утолщение зоны повышенных скоростей в коре.

Для района Ферганской впадины проводилось сопоставление полученных результатов со скоростными разрезами, построенными вдоль известного профиля ГСЗ Токтогул-Зоркуль. Основные скоростные особенности, полученные в данной работе, согласуются с данными ГСЗ в районе горного обрамления Ферганской впадины.

Выводы к главе.

1. Проведено построение одномерных скоростных моделей по программе Velest для 5-ти различных наборов данных для территории Северного Тянь-Шаня. Выявлено, что уже после подбора оптимальной одномерной модели, расчета станционных поправок и перелокации событий в этой одномерной модели удается существенно понизить значение RMSw. Также установлено, что по одному и тому же набору данных можно подобрать и минимальную слоистую модель, и минимальную линейно-непрерывную, и минимальную дважды линейно-непрерывную скоростную модель (Рис.

44). Резкий скачок скорости для слоистой модели или резкое увеличение градиента скорости для непрерывных моделей наблюдается на глубинах ~6 и ~35 км.

2. Получены трехмерные непрерывные скоростные модели для территории Северного Тянь-Шаня с использованием программ Simulps14, TomoTetraFD и TomoCubeFD. На примере расчетов с помощью программы Simulps14 проведено сравнение скоростных неоднородностей, выявленных при использовании в качестве входной информации двух разного размера наборов данных. Подтверждены результаты работ [11], [49], в которых отмечается пониженные значения скоростей в верхней коре под Чуйской впадиной и повышенные под Киргизским хребтом.

Достоверно установлено наличие низкоскоростной области на глубинах до 12 км между Иссыкатинским и Каракольским разломом в западной части исследуемой области. Построена трехмерная модель отношения скоростей Vp/Vs для верхней коры Северного Тянь-Шаня.

3. Для территории всего Тянь-Шаня подобрана оптимальная для имеющегося набора данных одномерная скоростная модель. Рассчитаны станционные поправки для времен пробега Р волн на 194 сейсмических станциях (как аналоговых, так и цифровых), расположенных на исследуемой территории.

4. Трехмерные скоростные модели, построенные автором для всей территории Тянь-Шаня, сопоставлены с результатами работ [108;

44;

102;

67;

77;

79;

74;

75;

104]. Существуют общие особенности между скоростными моделями, полученными в перечисленных работах и в данной работе. Оригинальным феноменом авторских моделей является выявления наличия ~100 км звена ТФРазлома, на протяжении которого на глубинах 30-50 км скорость по обе стороны разлома резко не изменяется.

С севера это звено заканчивается схематично в районе ответвления от ТФР Линии Николаева, а с юга в районе ответвления Атбаши Иныльчекского глубинного разлома.

5. Для территории Северного Тянь-Шаня и территории всего Тянь-Шаня проанализированы скоростные неоднородности только в тех районах, в которых диагональные элементы матрицы разрешения более 0.4 и стандартная относительная ошибка определения поправок к значениям скоростей Р волн менее 1.2%.

Выводы и заключение.

Ниже приведены основные выводы исследования:

I. Методические.

1. Непрерывные способы параметризации среды дают более качественное восстановление трехмерной скоростной структуры.

2. Качество и достоверность трехмерных скоростных моделей, полученных с помощью разработанных автором алгоритмов, не уступают существующим сейсмотомографическим программам: Simulps14, Fatomo и имеют ряд преимуществ. Эти факты подтверждены рядом тестов, а также расчетами реальных скоростных моделей для территории Северного Тянь-Шаня с помощью различных сейсмотомографических программ. По скорости расчетов программы автора: TomoCubeFD и TomoTetraFD уступают программе Simulps14, но значительно выигрывают у программы Fatomo. В отличие от программ Simulps14 и Fatomo, авторские способны восстанавливать скоростную модель в областях регионального масштаба (~10001000 км), а не только локального (~200200 км), приспособлены для построения не только трехмерных непрерывных, но и трехмерных квазинепрерывных скоростных моделей.

3. Все, упомянутые в автореферате, алгоритмы: Simulps14, Fatomo, Sphrel3D, TomoCubeFD и TomoTetraFD, - являются программной реализацией томографического подхода, разработанного K.Aki и W.Lee [3]. При использовании этого подхода высока вероятность появления артефактных (нереальных) скоростных неоднородностей, особенно в областях с низкой плотностью сейсмических лучей. Наличие этих неоднородностей может быть связано с неправильно подобранной одномерной скоростной моделью и с недостатком и плохим качеством исходных. Сравнение и анализ результатов расчетов одного региона с использованием различных сейсмотомографических алгоритмов способствует получению более достоверных скоростных моделей.

II. Геофизические.

1. На территории Северного Тянь-Шаня под Чуйской впадиной преобладают повышенные значения скоростей, а под Киргизским хребтом пониженные, аналогично результатам работы [11], [49]. На северо-западе исследуемой области до глубин 12 км отмечается зона пониженных скоростей (Рис. 47, Рис. 50, Рис. 55, Рис. 56). Сравнение полученной трехмерной скоростной модели с тектонической картой показало, что на востоке от этой области расположена зона перехода Шамси-Тюндюкского разлома в Чонкурчакский [86]. На поверхности этот переход выражен пиком Зап.Аламедин высотой 4875 м. Также обнаружена область аномально низкого значения Vp/Vs в верхней коре.

2. Для территории всего Тянь-Шаня происходит смена характера неоднородностей на глубине 20 км. Ниже 20 км высокие скорости наблюдаются под западной частью Тянь-Шаня, а низкие под Восточной.

Так же как и в работе [108] скорости Р волн к западу от Таласо Ферганского разлома в верхней коре ниже, чем скорости к востоку от него. Некоторое согласие с результатами работы [44] наблюдается в средней коре и нижней коре. К западу от Таласо-Ферганского разлома присутствует зона повышенных скоростей, а к востоку пониженных (Рис.

72). Те же закономерности в нижней коре в работе [67].

В заключении хотелось бы отметить несколько тем, разработка которых планируется в качестве продолжения проведенных исследований.

1. При построении трехмерных квазинепрерывных скоростных моделей в настоящей работе границы резкого изменения скорости были фиксированы. В действительности в различных точках пространства границы резкого изменения скорости (граница Конрада или граница Мохоровичича) залегают на разной глубине. В дальнейшем автору представляется достаточно эффективным одновременно с восстановлением трехмерной скоростной структуры определять глубину залегания границ резкого изменения скорости.

2. Анализ исходных данных, проведенный в главе 5, показал, что в имеющихся у автора базах данных содержится информация о временах пробега не только первых продольных и поперечных сейсмических волн, но и последующих волн. Не исключено, что использование данных о временах пробега вторичных волн при томографической инверсии даст возможность получить более детальную информацию о пространственном распределении скоростей сейсмических волн в исследуемом регионе.

3. Также, логичным продолжением данных исследований является построение трехмерных скоростных моделей верхней мантии по данным телесейсмических землетрясений с учетом информации о скоростных неоднородностях в коре, представленной в работе.

4. Одно из приближений, в рамках которого были получены представленные модели, является то, что среда во всех точках пространства изотропна. В действительности вполне возможно что скорость сейсмических волн в различных точках пространства различна (среда анизотропна). В связи с этим, не менее важным и интересным, чем уже проведенное в рамках данной работы исследование, автору представляется построение трехмерных скоростных моделей с учетом возможной анизотропии.

Приложение 1 Существующее программное обеспечение для решения сейсмотомографических задач.

1. Программа Velest [21] Программа предназначена для расчета минимальной одномерной модели, станционных поправок и перелокации событий в этой минимальной одномерной модели. Возможно задание трех типов данных «землетрясение», «взрыв» и «карьерный взрыв», также как и в программах 2) и 3). Возможно, одновременно, используя различные ключи, производить 1. подбор станционных поправок, значений скоростей и перелокацию событий;

2. подбор значений скоростей и перелокацию событий;

3. подбор станционных поправок и перелокацию событий;

4. просто перелокацию событий.

2. Программа Sphypit90 [43].

Используется для построения трехмерной блоковой скоростной модели. В программе предусмотрена возможность репараметризации блоков, т.е. объединение нескольких блоков в один большой объем неправильной формы и нахождение одной общей поправки к начальному значению скорости во всем объеме, а не в каждом блоке. Алгоритм восстановления оптимальной трехмерной скоростной модели является итерационным, основан на схеме предложенной Aki и Lee [3]. На каждой новой итерации уточняется скоростная модель, полученная на предыдущей итерации. В начале в качестве нулевого приближения используется одномерная или трехмерная скоростная модель, полученная ранее другими исследователями.

Алгоритм Sphypit90 предназначен для работы, как с локальными, так и телесейсмическими данными. Sphypit90 подходит не только для расчета локальных (200200 км), но и для расчета региональных скоростных моделей (10001000 км). В программе произведен учет сферичности земли с помощью плоскопараллельного преобразования [68] (функции flatz, flatvel) и рассчитывается поправка на эллиптичность по таблицам из [6] (подпрограмма elpcr). Построение преломленных лучей в одномерной скоростной модели осуществляется в подпрограмме srtimesph, а прямых лучей в подпрограмме direct. Построение лучей в трехмерной скоростной модели осуществляется в подпрограмме moveitsph. В этой подпрограмме реализован метод построения лучей из [56]. Т.к. неточность определения координат и времени в источнике также вносят ошибку в расчет времени пробега луча, в программе производится разделение неизвестных переменных на те, которые относятся к модели и те, которые связаны с очагом (подпрограмма u2). Разделение производится по методу, предложенному Pavils и Booker [38]. Далее обращение матрицы из частных производных осуществляется с помощью решения системы нормальных уравнений и обращения матрицы методом Холесского (подпрограммы mlss3, mfss3). После каждой итерации производится пересчет координат землетрясения и времени в источнике в полученной трехмерной блоковой скоростной модели в программе S.Roecker Sphrel3D. в конце программы производится расчет матрицы разрешения и ковариационной матрицы.

3 Программа Simulps [55] Существует большое количество версий этой программы. Изначально программа была написана К.Турбером, впоследствии модернизировалась Д.Эберхарт-Филлипс, Ф.Хаслингером и другими. Программа предназначена для данных типа «взрыв», «карьерный взрыв», «землетрясение». Считывание исходных данных производится в подпрограммах input1, input2, input3, input4, input5. В подпрограмме forwrd производится расчет сейсмических лучей различными методами и расчет частных производных времени пробега по коэффициента при Би-сплайнах (подпрограмма ttmder). Локация событий производится в подпрограмме lockeqk. Разделение переменных [38] осуществляется в подпрограмме parsep. Расчет матрицы разрешения и матрицы ковариации проводится в подпрограмме rescov. Поправки к начальным значениям скоростей рассчитываются в veladj. За обращение матрицы методом факторизации Холесского отвечают подпрограммы ludecp и luelmp.

4 Программа Fatomo [19].

Для работы с программой необходимо иметь представление о трех различных типах сеток в томографии: сейсмической, инверсионной и численной, которые вводятся в работе [22]. Часть подпрограмм, предназначенных для чтения данных, задания непрерывной скоростной функции по значениям скоростей в узлах сейсмической сетки совпадает с Simulps. Идеология программы и формат входных данных почти такие же, как и в Simulps. В имеющейся версии программы не производится перелокация событий, но ее возможно осуществить после с помощью Simulps. Программа предназначена для данных типа «землетрясение», но легко, если нужно, переделывается и для данных типа «взрыв» или «карьерный взрыв».

В подпрограмме bld_fdmod для исследуемой области определяются узлы равномерной так называемой «численной» сетки. Шаг сетки h задается пользователем. Стандартные значения для h ~0,5-1,0 км. Далее для каждого приемника (станции) вычисляют значение времени пробега в каждом узле «численной» сетки. Время пробега в точках находится с помощью программы P.Podvin и I.Lecomte time_3d [41], написанной на Си. В программе time_3d реализовано решение уравнения эйконала конечно разностным методом. Построение тонкого сейсмического луча осуществляется в подпрограмме get_ray. Множество точек, из которых состоит толстый сейсмический луч определяются в подпрограмме fat_ray.

Частные производные времени пробега по параметрам модели инверсионной сетки рассчитываются с помощью подпрограммы dtdm_model. Процедуры обращения разделения переменных [38] и обращения матрицы аналогичны Simulps.

Все вышеописанные программы предназначаются для запуска на рабочей станции Sun, но автором переделаны для запуска на РС (ОС Windows) и откомпилированы Compaq Visual Fortran Professional 6.1.

Описание работы программ на русском языке ранее не производилось.

Также существуют другие сейсмотомографические программы (свободно распространяемые): FAST (C.Zelt, ), NonLinLoc (A.Lomax, www geoazur.unice.fr/~lomax). Расчеты с использованием этих программ не проводились. Ссылки на них приведены здесь просто как дополнительная информация к уже описанным выше программам для того, чтобы у любознательного читателя была возможность получить максимум информации о существующем на сегодняшний день бесплатном программном обеспечении в сейсмотомографии.

Литература 1. Abers G.A., S. Roecker, Structure of an arc-continent collision: Earthquake relocation and inversion for upper mantle P and S wave velocities beneath Papua New Guinea // JGR, V.96, N.B4, p.6379-6401, 2. Aki K., Christofferson A., Husebye E. Determination of the three dimensional seismic structure of the lithosphere.J. Geophys. Res. 1977. № 2. р.

277-296.

3. Aki K., Lee W.H.K. Determination of three-dimensional velocity under a seismic array using first P arrival times from local earthquakes. A homogeneous initial model // J. Geophys. Res., V.81, N.23, P.4381-4399, August 10, 4. Bullen M.E., D. W. Burbank, J. I. Garver Building the Northern Tien Shan:

integrated thermal, structural, and topographic constraints // Journal of Geology, 2003, V.111, p.149- 5. Dziewonski A. M., D. L. Anderson, Preliminary reference Earth model // Phys. Earth Planet.Inter., 25, 297–356, 1981.

6. Dziewonski A.M. and Gilbert F. The effect of small aspherical perturbations on travel times and a reaximination of the corrections for ellipticity // Geophys. J.

R. Astr. Soc.,1976, N44, pp.7-17.

7. Eberhart-Phillips D. Three-dimensional P and S velocity structure in the Coalinga Region, California // JGR, Vol.95, No.B10, pp.15343-15363, September 10, 8. Eberhart-Phillips D. Three-dimensional velocity structure in northern California coast ranges from inversion of local earthquake arrival times // BSSA, Vol.76, No.4, pp.1025-1052, August, 9. Farra V., Ray tracing in complex media // Journal of Applied Geophysics, 30, 1993, 55- 10. Foulger G.R., M.J. Pritchard, B.R. Julian, J.R. Evans, R.M.Allen, G.Nolet, W.J.Morgan, B.H.Bergsson, P.Erlendsson, S.Jakobsdottir, S.Ragnarsson, R.Stefansson, K.Vogfjord The seismic anomaly beneath Iсeland extend down to the mantle transition zone and no deeper // Geophys.J.Int., 2000, V.142, p.F1–F 11. Ghose S., Hamburger M.W., Virieux J. Three-dimensional velocity structure earthquake locations beneath the northern Tien Shan of Kyrgyzstan, central Asia//JGR-B. 1998. V.103. P 2725- 12. Ghose S., R.J. Mellors, A. Korjenkov, M.W. Hamburger, T.L. Pavlis, M.

Omuliev, E. Mamyrov, and A.R. Muraliev, The Ms=7.3 Suusamyr, Kyrgyzstan earthquake in the Tien Shan: 2: Aftershock focal mechanisms and surface deformation, Bulletin of the Seismological Society of America, 1997, 87, 23-38.

13. Gorbatov A., Dominguez J., Sudrez G., Kostoglodov V., Zhao D. and Gordeev E. Tomographic imaging of the P-wave velocity structure beneath the Kamchatka peninsula. Geophys. J. Int. 1999. 137. р. 269-279.

14. Gorbatov A., Fukao Y., Widiyantoro S., Gordeev Seismic evidence for a mantle plume oceanwards of the Kamchatka–Aleutian trench junction // Geophys.

J. Int., 2001, V. 146, p.282– 15. Gorbatov A., S.Widiyantoro, Y.Fukao, E.Gordeev Signature of remnant slabs in the North Pacific from P-wave tomography // Geophys. J. Int., 2000, V.142, 27- 16. Hamburger M.W., B. Hagar, T.A. Herring, P. Molnar, and R. Reilinger A GPS study of the Tien Shan of Kyrgyzstan and Kazakhstan, 1996, w.wdcb.ru/~victat/GPS/press/paper_gps_7.html 17. Haslinger F., Kissling E. Investigating effects of 3-D ray tracing methods in local earthquake tomography // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 2001.

V.123. P.103– 18. Hirahara K., Ishikawa Y. Travel-time inversion for three-dimensional P wave velocity anisotropy, J. Phys. Earth, 1984, 32, 197- 19. Husen S. Local Earthquake Tomography of a Convergent Margin, North Chile, диссертация, 20. Husen S., E. Kissling Local earthquake tomography between rays and waves: fat ray tomography // Phys. of the Earth and Planetary Interiors, 2000, v.3947, p.1- 21. Kissling E., W.L.Ellsworth, D.Eberhart-Phillips, U.Kradolfer Initial reference models in local earthquake tomography// JGR. 1994. V.99, N.B10, P.19,635-19,646, Oct. 10.

22. Kissling, K., S. Husen, and F. Haslinger, Model parameterization in seismic tomography: a choice of consequence for the solution quality, Phys. Earth. Planet.

Int.123, 89-101, 2001.

23. Koketsu K., Sekine S. Pseudo-bending method for three-dimensional seismic ray tracing in a spherical earth with discontinuities // Geophys. J. Int., 1998, 132, p.339- 24. Kosarev G.L., N.V.Petersen, L.P.Vinnik Receiver functions for the Tien Shan analog broadband network: contrasts in the evolution of structures across the Talasso-Fergana fault // JGR, Vol.98, No.B3, p.4437-4448, March 10, 25. Kryukova (Usoltseva) O.A., Kitov I.O., 3D P- and S-wave velocity model of the crust and upper mantle beneath northern Tien-Shan;

Cd-disk, XXVII general assembly of the European Seismological Society, Genoa, September 1st - 6th 2002.

26. Lahr, J.C., HYPOELLIPSE/MULTICS: a computer program for determining local earthquake hypocentral parameters, magnitude, and first motion pattern//U.S.

Geol. Surv. Open-file rep., 1980, 80- 27. Lees J.M., Linley G.T. Three-dimensional attenuation tomography at Lomo Prieta: inversion of t* for Q // JGR, V.99, No.B4, p.6843-6863, april,10, 28. Le Meur H., J.Virieux, P.Podvin Seismic tomography of the Gulf of Corinth:

a comparison of methods // Annali di geofisika, V.XL, №1, January, 1997, 1- 29. Lienert B.R., Berg E.,Frazer L.N. Hypocenter: an earthquake location method using centered, scaled, and adaptively damped least squares // Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 76,No. 3, pp.771-783, June 30. Melis N.S., G.-A. Tselentis 3-D P-wave velocity structure in Western Greece determined from tomography using earthquake data recorded at the university of Patras Seismic Network (PATNET) // Pure and Applied Geoph., 152, p.329-348, 31. Mellors R.J., F.L. Vernon, G.L. Pavlis, G.A. Abers, M.W. Hamburger, S.

Ghose, and B. Iliasov, The Ms=7.3 Suusamyr, Kyrgyzstan earthquake:1:

Constraints on fault geometry and source parameters based on aftershocks and body-wave modeling // Bulletin of the Seismological Society of America, 1997, 87, 11-22.

32. Merphy J.R., Rody W.L., Johnson M., Sultanov D.D. et all. Technical report «Seismic calibration of Group 1 IMS stations in Eastern Asia. Improved IDC event location», SAIC-02/1038, 33. Michelini A. and T.V.McEvilly Seismological studies at Parkfield. I.

Simultaneous inversion for velocity structure and hypocenters using cubic B splines parameterization, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.

81,No. 2, pp.524-552, April 34. Nelson G.D., Vidale J.E. Earthquake locations by 3-d finite-difference travel times // Bull. Seis. Soc. of Am.. V.80, N.2,395-410., April 1990.

35. Nolet G., Montelli R., Virieux J. Explicit, approximate expressions for the resolution and a posteriori covariance of massive tomographic systems// GJI. 1999.

V.138. p.36- 36. Paige C.C., Saunders M.A. LSQR: Sparse linear equations and least squares problems // ACM Transactions on Mathematical Software, 1982, V.2, N.2, June, P.195- 37. Papazachos C.B., G.Nolet Non-linear arrival time tomography // Annali di geofisika, V.XL, №1, January, 1997, 85- 38. Pavlis, G. L., and J. R. Booker, The mixed discrete continuous inverse problem: Application to the simultaneous determination of earthquake hypocenters and velocity structure, J. Geophys. Res. 85, 4801-4810, 1980.

39. Pereyra V., W.H.K.Lee, H.B.Keller Solving two-point seismic-ray tracing problems in a heterogeneous medium // Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 70,No. 1, pp.79-99, February 40. Petit C., Koulakov I., Deverche`re J. Velocity structure around the Baikal rift zone from teleseismic and local earthquake travel times and geodynamic implications // Tectonophysics 296 (1998) 125– 41. Podvin, P., and I. Lecomte, Finite difference computation of travel times in very contrasted velocity models: a massively parallel approach and its associated tools, Geophys. J. Int. 105, 271-284, 1991.

42. Reiter D., C. Vincent, M.Johnson, W.Rodi Methods of improving regional seismic event locations // 23rd Seismic Research Review: Worldwide Monitoring of Nuclear Explosions, Contract No.DTRA-00-C-0098, October 2-5, 43. Roecker S. SPHYPIT90 MANUAL, http://gretchen.geo.rpi.edu/roecker/manuals/sphypit90/Sphypit90.html, 44. Roecker S.W., Sabitova T.M., Vinnik L.P., Burmakov Y.A., Golvanov M.I., Mamatkanova R., Munirova L. Tree-dimensional elastic wave velocity structure of the Western and Central Tien Shan // JGR. 1993. V.98. N.B9. P.15,779-15,795.

45. Roecker S.W.,Y.H. Yeh, end Y.B. Tsai. Three-dimensional P and S wave velocity structure beneath Taiwan: Deep structure of an arc-continent collision //J.Geophys.Res.1987. 92. P. 10,547-10, 570.

46. Roecker S.W. Velocity structure of the Pamir-Hindu Kush region: possible evidence of subducted crust // J.Geophys.Res.1982. 87. P. 945-959.N.B 47. Roumelioti, Z., A. Kiratzi, N.Melis Relocation of the 26 July 2001 Skyros Island (Greece) earthquake sequence using the double-difference technique //Physics of the Earth and Planetary Interiors, 2003,. V.138, P.231– 48. Sabitova T.M., O.M.Lesik, A.A.Adamova Velocity and Density Heterogeneities of the Tien-Shan Lithosphere // Pure and applied geophysics, 1998, V.151,539- 49. Sabitova Т.М., А.А. Adamova, Z.А. Medjitova, N.Kh.Bagmanova Velocity structure features of Northern Tien-Shan crust // XXX General Assembly of the International Union of Geodesy and Geophysics (Sapporo Japan), Abstracts. Week B. 7-11 July 2003. P. 50. Sambridge M., Gudmundsson O. Tomographic systems of equations with irregular cells // JGR. 1998. V.103. N.B1. P.773-781, January 10.

51. Sanders С.О. Local earthquake tomography: attenuation – theory and results в кн. Seismic tomography: Theory and practice под ред. Iyer H.M. and K.Hirahara, London. p. 676-693, 52. Shalev E., J. M. Lees Cubic B-splines Tomography at Loma Prieta // Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 88,No. 1, pp.256-269, Fubruary 53. Spakman W. And G.Nolet Imaging algorithms, accuracy and resolution in delay time tomography, in Mathematical Geophysics, edited by N.J.Vlaar et al., pp.155-187, Reidel, Dordrecht, 54. Tilmann F. J., Benz H.M., Priestley K.F., Okubo P.G. P-wave velocity structure of the upper most mantle beneath Hawaii from travel time tomography // Geophys.J.Int., 2001, V.146, p.594– 55. Thurber C.H., D. Eberhart-Phillips, R. Evans User’s manual for simulps for imaging Vp and Vp/Vs: a derivative of the "thurber" tomographic inversion SIMUL3 for local earthquakes and explosions // Department of the Interior U.S.

Geological Survey, 56. Thurber C.H., W.L.Ellsworth Rapid solution of ray tracing problems in heterogeneous media // Bulletin of the Seismological Society of America, Vol.

70,No. 4, pp.1137-1148, August 57. Thurber, C.H., Earthquake locations and three-dimensional crustal velocity structure in the Coyote lake area, central California. // J. Geophys. Res. 88, 8226– 8236, N10, 1983.

58. Toomey D.R., Foulger G.R. Tomographic inversion of local earthquake data from the Hengil-Grensdalur Central Volcano Complex, Iceland // JGR, V.94, N.

B12, p.17497-17510, December, 10, 59. Um J. and Thurber C. A fast algorithm for two-point seismic ray tracing, Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 77,No. 3, pp.972-986, June 60. Vinnik L., Ch. Reigber, I. Aleshin, G. Kosarev, M. Kaban, S.Oreshin, S.Roecker Receiver function tomography of the Central Tien Shan // JGR, 2004, in press 61. Virieux, J., Fast and accurate ray tracing by Hamiltonian perturbation // J.

Geophys. Res, 1991.. 96, 579–594.

62. Waldhauser, F.;

W. Ellsworth, A double-difference earthquake location algorithm;

method and application to the northern Hayward Fault, California, Bull.

Seis. Soc. of Am.. 90;

1353-1368., 2000.

63. Widiyantoro S., B.L.N.Kennett, R.D.van der Hilst Seismic tomography with P and S data reveals lateral variations in the rigidity of deep slabs // Earth and Planetary Science Letters, V.173, 1999, p.91– 64. Zhang H., Double-difference seismic tomography method and its applications, dissertation, University of Wisconsin-Madison, Department of Geology and Geophysics, 65. Абдрахматов К.Е., Р.Уэлдон, С.Томпсон, Д.Бурбанк, Ч.Рубин, М.Миллер, П.Молнар Происхождение, направление и скорость современного сжатия Центрального Тянь-Шаня // Геология и геофизика, 2001, т.42, №10, с.1585- 66. Абетов А.В., Х.А.Атабаев, Т.Л.Бабаджанов, Ф.Г.Долгополов, Ю.Н.Зуев, Л.М.Матасова, В.А.пак, В.А.Рзаева, И.Х.Хамрабаев, П.Х.Хасанов, В.В.Чирикин, Р.А.Шарипов, А.И.Шатохин, Э.Р.Шейх-Заде, Т.Э.Эргешев, Х.И.Юсупходжаев, Ю.М.Ячменников Глубинное строение средней Азии из кн.Глубинное строение территории СССР, из-во:Наука, Москва, 67. Адамова А.А., Т.М. Сабитова Трехмерная скоростная модель земной коры Тянь-Шаня // Физика Земли, №5, 2004, С.58- 68. Аки К., П.Ричардс Количественная сейсмология. Теория и методы // Москва, «Мир», 69. Алексеев А.С., Лаврентьев М.М., Мухометов Р.Г., Нерcесов И.Л., Романов В.Г. Численный метод определения структуры верхней мантии Земли // математические проблемы геофизики, выпуск II, АН СССР Сиб.

Отд., Новосибирск, 1971.

70. Артемьев М.Е. Изостазия территории СССР М.:Наука, 1975. – 216с.

71. Бакиров А.Б., О.М.Лесик, А.П.Лобанченко, Т.М.Сабитова Признаки современного глубинного магматизма в Тянь-Шане // Геология и геофизика, 1996, т.37, №12, с.42- 72. Боровских А.В. Уравнение эйконала в неоднородной среде // ДАН, 2003, т.391, №5, с.587- 73. Бронштейн И.Н., Семендяев К.А. Справочник по математике. Для инженеров и учащихся втузов // Москва «Наука», главная редакция физико математической литературы, 1986, 544с.

74. Бурмаков Ю.А., Винник Л.П., Сайипбекова А.М., Треусов А.В.

Трехмерная скоростная модель тектоносферы Тянь-Шаня и Памира, Докл АН СССР, 297, с.56-60, 75. Бурмаков Ю.А., Л.П.Винник, Ф.Х.Зуннунов, Л.Н.Никитина, В.З.Рябой, Л.Н.Старобинец, А.В.Треусов Строение верхней мантии районов Средней Азии и Казахстана по материалам взрывной сейсмологии из кн.Исследование земной коры и верхней мантии сейсмоопасных зон территории СССР, из во:Наука, Москва, 76. Ван дер Слуис А., Ван дер Ворст Х.А. Численное решение больших разреженных линейных алгебраических систем, возникающих в задачах томографии, сб. Сейсм. томография под ред. Г.Нолета, М: Мир, 1990, 416 с.

77. Винник Л.П. Исследования мантии Земли сейсмическими методами, М.:Наука, 1976, 200 с.

78. Винник Л.П. Свойства мантийных плюмов // Вестник РАН. 1998. N3. С.

194-202.

79. Винник Л.П., А.М.Сайипбекова, Ф.Н.Юдахин Глубинная структура и динамика литосферы Тянь-Шаня, Докл АН СССР, 297, с.56-60, 1983, 268, №1, с.143- 80. Гамбурцев Г.А, Избранные труды Москва: Из-во АН СССР, 1960, 461с.

81. Гамбурцева Н.Г., И.О.Китов, Д.Д.Султанов, О.А.Усольцева Сейсмический метод идентификации подземных ядерных взрывов и землетрясений на региональных расстояниях // Физика Земли, №5, 82. Гамбурцева Н.Г., О.П.Кузнецов, И.А.Санина, Д.Д.Султанов, О.А.Усольцева Анализ кинематических параметров сейсмических волн по данным просвечивания ядерными взрывами сейсмоактивных районов Северного Тянь-Шаня;

Геофизические процессы в нижних и верхних оболочках Земли, Сб. научных трудов ИДГ РАН, Книга 1, М: ИДГ РАН, 2003, с.237- 83. Голланд В.Э. Новый метод расчета поправок за рельеф местности в кн.

Геолого-геофизические характеристики сейсмогенных зон Киргизии. Фрунзе:

Илим, 1978, 137-144 с.

84. Грачев А.Ф. Раннекайнозойский магматизм и геодинамика Северного Тянь-Шаня//Физика Земли. 1999. №10. С.26- 85. Де Бор К. Практическое руководство по сплайнам // Москва, Из-во Радио и связь, 86. Дельво Д., К.Е.Абдрахматов, И.Н.Лемзин, А.Л.Стром Оползни и разрывы Кеминского землетрясения 1911 г. с Ms 8,2 в Киргизии // Геология и геофизика, 2001, т.42, №10, с.1667- 87. Деммель Дж. Вычислительная линейная алгебра: теория и приложения, Москва, Из-во: Мир, 2001, 430 с.

88. Дитмар П.Г. Решение задачи лучевой сейсмической томографии в предположении о гладкости искомой функции // Автореф. канд. дис., к.ф.-м.

н., Л.:НИИФ ЛГУ, 1990, 18с.

89. Зуннунов Ф.Г., И.И.Перельман, В.З.Рябой, В.Н.Башаев строение земной коры и верхней мантии по данным ГСЗ из кн.Земнакя кора и верхняя мантия средней Азии, из-во:Наука, Москва, 90. Крюкова О.А. (Усольцева), Магистер. диссертация, ИДГ РАН, 91. Кулаков И.Ю. Трехмерные сейсмические неоднородности под Байкальским регионом по данным локальной и телесейсмической томографии // Геология и геофизика, 1999, т.40, №3, с.317- 92. Кулаков И.Ю., С.А.Тычков, Н.А.Бушенкова, А.Н.Василевский Структура и динамика верхней мантии Альпийско-Гималайского складчатого пояса по данным сейсмической томографии // Геол. и геоф., т.544, №6, с.566 586, 93. Кулаков И.Ю., С.А.Тычков, С.И.Кесельман Трехмерная структура верхней мантии южного горного обрамления Сибирской платформы по данным телесейсмической томографии // Геология и геофизика, 1994, №5, с.31- 94. Лоусон Ч., Хенсон Р. Численное решение задач метода наименьших квадратов, М.: Наука, 1986, 232 с.

95. Морелли А., А.Дзевонски Способ гармонических разложений в изучении глубинного строения Земли из кн. Сейсмическая томография под ред. Г.Нолета, М: Мир, 1990, 416 с.

96. Нерcесов И.Л., Грин В.П., Джанузаков К.Д. О сейсмическом районировании бассейна р.Нарын, Фрунзе: Из-во АН Кирг.ССР, 1960, 177 с.

97. Погребной В.Н., Т. М. Сабитова Отражение структуры Тибетского плюма и сейсмичности Высокой Азии в региональных геофизических полях // Геология и геофизика, 2001, т.42, №10, с.1532- 98. Погребной В.П., Т.М. Сабитова, А.Н. Лобанченко Магнитное поле и распределение очагов сильных землетрясений в сб. Современная геодинамика литосферы Тянь-Шаня М.: Наука, 1991, 7-16 с.

99. Рихтер Ч.Ф. Элементарная сейсмология, Из-во иностранной литературы, Москва, 1963, 670с.

100. Сабитова Т.М. Скоростные особенности и блоковое строение земной коры в сб. Современная геодинамика литосферы Тянь-Шаня М.: Наука, 1991, 19-23 с.

101. Сабитова Т.М. Строение земной коры Киргизского Тянь-Шаня по сейсмологическим данным. Фрунзе: Илим, 1989, 174 с.

102. Сабитова Т.М., Адамова А.А. Сейсмотомографические исследования земной коры Тянь-Шаня (результаты, проблемы, перспективы) // Геология и геофизика, т.42, №10, с.1543-1553, 103. Сабитова Т.М., Лесик О.М., Р.О.Маматканова, Адамова А.А., Мунирова Л.М. Сейсмотомографические исследования земной коры северного Тянь-Шаня в связи с сейсмичностью // Физика Земли. 1998. №2.

С.3- 104. Сайипбекова А.М. Скоростная модель верхней мантии в сб.

Современная геодинамика литосферы Тянь-Шаня М.: Наука, 1991, 23-29с.

105. Скворцов А.В. Обзор алгоритмов построения триангуляции Делоне // Вычислительные методы и программирование, 2002, Т.3, с.14- 106. Таль-Вирский Б.Б., В.И.Пак, А.М.Насыров, О.Т.Акунов Западный Тянь-Шань и Памир из кн. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР, из-во:Наука, Москва, 107. Трапезников Ю.А., Андреева Е.В., В.Ю.Баталев, М.Н.Бердичевский, Л.Л.Ваньян, А.М.Волыхин, Н.С.Голубцова, А.К.Рыбин Магнитотеллурические зондирования в горах Киргизского Тянь-Шаня // Физ.

Земли. 1997. №1. С.3- 108. Треусов А.В., Сабитова Т.М., Голованов М.И. Томографическая модель коры Тянь-Шаня // Физика Земли, С.89-98, №10, 1993г.

109. Трифонов В.Г., Соболев О.В, Трифонов Р.В., Востриков Г.А.

Современная геодинамика Альпийско-Гималайского коллизионного пояса М.: ГЕОС, 2002, 225с.

110. Уломов В.И. Динамика земной коры Средней Азии и прогноз землетрясений, Ташкент, ФАН, 1974, 214 с.

111. Усольцева О.А., Китов И.О. Методика расчета локальных томографических моделей и ее применение на примере территории северного Тянь-Шаня и данных киргизской телеметрической сети (KNET);

Геофизические процессы в нижних и верхних оболочках Земли, Сборник научных трудов ИДГ РАН, Книга 1, М: ИДГ РАН, 2003, с.244- 112. Фирбас П. Профильная сейсмическая томография из кн. Сейсмическая томография под ред. Г.Нолета, М: Мир, 1990, 416 с.

113. Чедия О.К. Орогидрография и геология в сб. Современная геодинамика литосферы Тянь-Шаня М.: Наука, 1991, 4-7 с.

114. Червени В. Алгоритмы расчета лучей в трехмерных горизонтально неоднородных слоистых структурах из кн. Сейсмическая томография под ред. Г.Нолета, М: Мир, 1990, 416 с.

115. Чечкин С.А. Основы геофизики Ленинград Гидрометеоиздат 116. Шацилов В.Н. Северный Тянь-Шань из кн. Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР, М.: Наука,, 117. Шварцман Ю.Г. Геотермический разрез в сб. Современная геодинамика литосферы Тянь-Шаня М.: Наука, 1991, 40-51 с.

118. Шварцман Ю.Г. Тепловое поле в сб. Современная геодинамика литосферы Тянь-Шаня М.: Наука, 1991, 17-19 с.

119. Юдахин Ф.Н. Геофизические поля, глубинное строение и сейсмичность Тянь-Шаня Фрунзе: Илим, 1983, 247 с.

120. Юдахин Ф.Н., Голланд В.Э., Голланд М.Л. Алгоритм вычисления топографических поправок в силе тяжести в кн. Сейсмотектоника и сейсмичность Тянь-Шаня, Фрунзе: Илим, 1980, 59-67 с.

121. Яновская Т.Б., Л.Н.Порохова Обратные задачи в геофизике, Ленинград, Изд-во Ленинградского университета, 1983, 210с.

122. Яновская Т.Б., Антонова Л.М. Латеральные вариации строения коры и верхней мантии в Азиатском регионе по данным групповых скоростей релеевских волн. Физика Земли, 2000, №2, с.25-33.

Pages:     | 1 ||



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.