WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

загрузка...
   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 6 |

Российско-монгольская конференция по астрономии и геофизике (Иркутск 2002, Улан-Батор 2003, Улан-Удэ, 2004); Всероссийское совещание "Напряженное состояние литосферы, ее деформация и сейсмичность" (Иркутск, 2003); совещания «Геодинамическая эволюция литосферы ЦентральноАзиатского подвижного пояса» в Иркутске (2004, 2005, 2006, 2007, 2008); EGU General Assembly (Австрия, 2004); Международная конференция (Новосибирск, 2005); Международная конференция по астрономии и геофизике (Улан-Батор, 2007); Международная сейсмологическая конференция (Ялта, 2007);

Геофизическая ассамблея (USA, 2007); 7-th International Conference GEOCOSMOS (St.Petersburg, 2008); 4-th International Symposium “Geodynamics of Intracontinental Orogens and Geoenvironmental Problems”. Bishkek. 2008;

Тектоническая конференция (Москва, 2008).

По теме диссертации автором и с его участием опубликовано 60 работ, в том числе 4 коллективных монографии. Фактический материал и основные выводы изложены в 23 публикациях в ведущих зарубежных и отечественных изданиях, из которых 11 – в журналах по Перечню ВАК, а также в отчетах и материалах конференций.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из четырех глав, Введения и Заключения. Объем работы составляет 210 страниц, 55 рисунков и таблиц. Список литературы включает 366 наименований отечественных и зарубежных публикаций.

Благодарности. Диссертация посвящается светлой памяти моих учителей и коллег – Виктору Андреевичу Перепелице и Юлию Александровичу Зорину, под научным руководством которых были начаты исследования скоростной структуры.

Глубокую признательность выражаю моим коллегам из ИФЗ РАН – Л.П.

Виннику, Г.Л. Косареву, С.И. Орешину, А.В. Треусову, Л.И. Макеевой и И.М.

Алешину – за помощь и предоставленную ими возможность владения современными методами исследования. Без их дружеской и бескорыстной поддержки данная работа была бы невозможна.

За интерес, проявленный к работе, ценные советы и моральную поддержку автор благодарен академику Ф.А. Летникову.

Автор благодарен докторам г.-м. наук К. Г. Леви и В.С. Имаеву, членукорреспонденту РАН Е.В. Склярову за готовность всегда прийти на помощь, докторам г.-м. наук А.И. Киселеву и С.В. Рассказову за интерес к результатам работы и сотрудничество, а также коллегам из лаборатории комплексной геофизики Института земной коры СО РАН – В.М. Кожевникову, Р.П.

Дорофеевой, С.В. Лысак, Е.Х. Турутанову, В.А. Рогожиной, В.А. Голубеву – за благоприятный научный климат.

И, конечно, большая благодарность российским, монгольским, американским и французским коллегам за разделенные трудности экспедиционных дорог и научных исследований. Самые добрые пожелания А.

Артемьеву, С. Гао, Ш. Лю, П. Баркхолдеру, Ж. Девершеру, А. Дешам, К.

Тибери, Г. Барроулу, Ж. Перро, Т. Дугарме, Б. Бехтуру, С. Демберелу, А.

Барановой, Т. Перепеловой.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Глава 1. Геолого-геофизическая характеристика Южной Сибири и Монголии представляет краткий обзор геолого-геофизической изученности южной окраины Сибирской платформы, юга Байкальской рифтовой зоны и складчатых областей Забайкалья и Монголии, которые являются существенными структурными элементами Центральной Азии. Особое внимание уделено изученности глубинного строения региона по сейсмическим данным.

В настоящее времени общепринято, что сложная картина напряженного состояния литосферы Центральной Азии является результатом конвекционных течений и активности глубинных флюидов. Самостоятельные источники конвекции обеспечивают энергию двух геодинамических режимов (коллизионного и спредингового), вызывающих неотектонические преобразования единого континентального литосферного блока (Леви, Шерман, 2005). Однако единой точки зрения на ведущие механизмы формирования действующих в регионе геодинамических режимов пока не выработано. В частности, несмотря на активные геологические и геофизические исследования Байкальской рифтовой системы и ее окружения, остро стоит вопрос о конкретных источниках рифтогенеза.

Академик Н.А. Логачев объективно подходил к возможности взаимодействия удаленных и местных источников рифтогенеза, но не высоко оценивал роль Индо-Азиатской коллизии, подчеркивая, что Байкальская рифтовая система значительно удалена от Гималайского коллизионного фронта (2500 км) и от северного края Тибетского плато (~1600 км). Между ними отсутствуют очевидные структурные признаки сквозного характера. Более того, на самых подступах к БРЗ с юго-запада находится крупное широтное поднятие Хангая (350 х 700 км) с типичными для него структурами растяжения и проявлениями плиоцен-четвертичного и современного базальтового вулканизма. Оно расположено между двумя крупными сдвиговыми зонами, обновленными при сильнейших землетрясениях 1905 и 1957 г.г. – Болнайском и Гоби-Алтайском – левосторонними смещениями (Логачев, 1905).

Математическое и физическое моделирование по использованному набору ограничений на модели не может отдать предпочтение какому-либо одному источнику Байкальского рифтогенеза на границе Сибирского кратона и Центрально-Азиатского складчатого пояса (Актуальные вопросы..., 2005).

Одной из причин, тормозящих решение не только геодинамических, но и структурно-вещественных задач в регионе, является недостаточная детальность и глубина исследований методами структурной сейсмологии, результаты которых в виде скоростей распространения сейсмических волн или их аномалий относительно стандартной модели Земли используются многими геологическими и геофизическими методами.

Первые и до сих пор служащие в качестве опорных сведения о скоростном строении коры и верхов мантии в южной части Восточной Сибири получены методом глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). Благодаря этим работам, в земной коре юга Сибирской платформы и Байкальской складчатой области выявлен ряд субпараллельных протяженных границ и разломов (Недра Байкала..., 1981; Suvorov et al., 2002). В верхней части земной коры Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) обнаружен слой пониженной скорости, который может быть связан как с процессами дегидратации при повышении температуры, так и с пологими тектоническими нарушениями (Детальные сейсмические исследования …, 1993). При использовании данных ГСЗ и близких землетрясений непосредственно под коро-мантийной границей БРЗ найдена область мантии с пониженной до 7.7–7.8 км/c скоростью Р-волн (Крылов и др., 1974), что позволило прийти к выводу о грибообразной форме верхней части атеносферного диапира под рифтовой зоной (Крылов и др., 1974;

Недра Байкала..., 1981). М.Н. Бердичевский поддержал этот вывод на основании интерпретации магнитотеллурических зондирований (Бердичевский и др., 1999). Сверхглубинное сейсмическое зондирование c использованием ядерных взрывов, выполненное вдоль профиля Диксон–Хилок, подтвердило существование области низкоскоростной мантии под Байкальским рифтом, но обозначило лишь северо-западную ее границу (Егоркин и др., 1996).

Наиболее общее представление о сейсмических скоростях до глубин порядка 400 км на территории Сибири и Монголии получено методом поверхностно-волновой томографии (Кожевников и др., 1990; Wu, Levshin and Kozhevnikov, 1997; Yanovskaya et al.,, 2000; Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003;

Priestley, Debayle, 2003; Priestley et al., 2006; Emmerson et al., 2006) и томографии на отраженных волнах по схеме PP-P (Bushenkova et al., 2002).

Разрешающая способность этих методов невелика. Для поверхностно волновой томографии на длинных волнах разрешение по площади составляет порядка 500Х500 км, разрешение по вертикали на порядок выше. В томографии по схеме PP-P размыв границ по вертикали более 100 км. Тем не менее, обнаруживается связь выделенных неоднородностей с возрастом слагающих континент геологических структур и протекающими на континенте современными тектоническими процессами.

Чтобы обойти проблему отсутствия необходимой сети наблюдений, для определения скоростного строения коры и верхней мантии была применена инверсная схема томографии (Кулаков, 1999). Привлечение региональных данных позволило получить горизонтальные срезы в коре и непосредственно под корой, сопоставимые с распределением позднекайнозойских вулканических полей (Яковлев и др., 2007) и выделить наиболее крупномасштабные скоростные аномалии в верхнемантийной области в зоне контакта высокоскоростного Сибирского кратона с низкоскоростными структурами Центрально-Азиатского складчатого пояса (Кулаков, 2008).

Более детальное представление о скоростных неоднородностях до глубины 250–600 км может быть получено телесейсмической томографией по Р-данным международных телесейсмических экспериментов 1991–1992 и г.г. (рис.1), что обусловлено сравнительно небольшим расстоянием между сейсмостанциями (в среднем около 40 км). Этим исследованиям, относящимся, к сожалению, к более ограниченной территории, по сравнению с упоминаемыми выше работами, посвящена вторая глава диссертационной работы.

Рис. 1. Схема расположения стационарных и временных сейсмических станций в районе исследования Голубым пунктиром показана примерная линия профиля «Байкальская рифтовая зона».

Несмотря на черты структуры, которые присутствуют во всех томографических моделях региона (высокоскоростная литосфера Сибирского кратона толщиной примерно 200 км и низкие скорости под ней, асимметричная низкоскоростная область в верхней мантии под Южно-Байкальской впадиной), расхождение результатов различных подходов все еще остается значительным даже в региональных масштабах (например, Burkholder et al., 1995; Мордвинова и др., 2000; Gao et al., 2003 Tiberi et al., 2003; Zhao et al., 2006; Кулаков, 2008).

Между тем другие геофизические методы и геология нуждаются в более детальных сведениях о сейсмических скоростях в земной коре и верхней мантии. Для повышения информативности и надежности скоростных моделей необходимы более густая сейсмическая сеть и долгосрочные наблюдения, а также применение более детальных структурных методов.

Наиболее перспективным для детализации распределения скоростей распространения сейсмических волн и определения наиболее резких границ в коре и верхней мантии является метод приемной функции (receiver function), использующий обменные волны, генерируемые на границах скоростных неоднородностей в районе сейсмостанции. Метод хорошо зарекомендовал себя и продолжает совершенствоваться (Vinnik, 1977; Burdick and Langston, 1977;

Kosarev et al., 1985; 1987; Kind, Kosarev, Petersen, 1995; Farra, Vinnik, 2000;

Vinnik, Farra, 2002). В настоящей работе для исследования изотропной скоростной структуры S-волн метод продольной приемной функции (receiver function S-to-P) применен к цифровым записям международных экспериментов и постоянных станций (Глава 3).

Не исключено, что те несоответствия, которые обнаруживаются в скоростных моделях, получаемых различными методами и по различным наборам данных, происходят не только из-за особенностей применяемых методов, но и из-за эффектов азимутальной сейсмической анизотропии в коре и верхней мантии. Поэтому назрела необходимость получения информации не только о средних значениях скоростей сейсмических волн на различных глубинах в предположении изотропной скоростной среды, но и о сейсмической анизотропии, то есть о скорости сейсмических волн в среде в зависимости от их поляризации и направления распространения. Особый интерес для геодинамики представляют параметры расщепления квазипоперечных волн в фазе SKS (Винник и др., 1984). Этими параметрами являются направление поляризации быстрой из расщепленных волн, совпадающее с ориентацией анизотропных пород на глубине, и время запаздывания медленной волны относительно быстрой, по которому оценивается величина анизотропии. Их знание дает возможность судить об условиях, в которых приобретена ориентация анизотропных пород, то есть о существующих на глубине напряжениях и деформациях. Исследованию азимутальной анизотропии на юге Сибири и в Монголии посвящена 4-я глава диссертации.

Глава 2. Телесейсмическая томография на юге Сибири и в Монголии по продольным волнам. Телесейсмическая томография, использующая объемные волны естественных источников колебаний, является, пожалуй, наиболее объективным методом в структурной сейсмологии, так как определяет отклонения от стандартной сейсмической модели Земли. Благодаря специфике расположения сейсмостанций на юге Сибири и в Монголии, как постоянных, так и временных, мы смогли применить два вида томографии – двумерную и трехмерную. Двумерный вариант классической томографии (Aki et al., 1977) в разработке А.В. Треусова (Винник и др., 1996; Золотов и др., 2000;

Шаров и др., 2004) по относительным невязкам времен пробега продольных волн позволяет исследовать структуру под группой пунктов наблюдения в непосредственной близости от линии их расположения. Трехмерная томография выполняется совместной инверсией невязок времен пробега Р-волн и гравиметрических аномалий в районе наблюдения, т.е. рассчитывается трехмерное распределение аномалий скорости и плотности в изучаемом районе до глубины около 300 км (Zeyen and Achauer, 1997; Jordan and Achauer, 1999).

Преимуществом двумерной томографии на объемных волнах является ее большая глубинность, которая зависит от длины профиля наблюдения. При протяженности линии сейсмостанций 1000–1500 км глубина исследования ограничивается 600–700 км. Разрешение определяется густотой пересечений сейсмических лучей используемых землетрясений в плоскости исследуемого вертикального разреза, то есть зависит от числа станций на профиле и от количества удовлетворяющих методу землетрясений. Число землетрясений, как правило, является довольно ограниченным из-за непродолжительного периода наблюдений и невыгодной ориентации профилей по отношению к сейсмоактивным районам земного шара. Кроме того, субвертикальные трассы сейсмических лучей далеких землетрясений (>30°) приводят к неразрешенности верхнего слоя структуры, толщина которого определяется расстоянием между станциями. Т.е., при расстоянии между станциями более км практически нет разрешения в коре. Таким образом, при недостаточно густой сети станций сейсмическая томография становится в основном методом исследования верхней мантии. Тестирование разрешения системы наблюдений проводится двумя методами – аналитическим и графическим. Аналитическая оценка показывает, что разрешающая способность для большинства прямоугольников, на которые делится исследуемый разрез, выше значения 0.(при максимуме 1.0), что соответствует общепринятому порогу качества.

Pages:     | 1 || 3 | 4 |   ...   | 6 |






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