WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

загрузка...
   Добро пожаловать!

Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |

Однако эта одномерность относится к ограниченной конусообразной области под станцией. В пределах области на границах формируются обменные и кратные отраженные волны, порожденные Р волнами от выбранной совокупности телесейсмических событий. В целом результаты являются усредненными для пронизанных сейсмическими лучами площадок границ обмена волн. Диаметр площадок примерно равен их глубине. Для раздела Мохо размер площадки обмена около 40 км. Такого же порядка расстояния между нашими станциями (20–70 км). При коррелируемости слоев и границ обмена между станциями профиля можно получить представление о двумерной структуре. В случае площадных наблюдений с достаточно густой расстановкой станций появляется возможность получить модель трехмерной структуры.

Во втором разделе дан краткий обзор крупномасштабных телесейсмических экспериментов PASSCAL (1991–1992 г.г.) и MOBAL (2003).

Поскольку receiver function, в отличие от классической томографии, метод динамический, в разделе дана характеристика динамических диапазонов аппаратуры, представлены основные моменты отбора данных и пример анализа записи далекого землетрясения, а также подготовленные к инверсии трассы приемных функций.

В третьем разделе приводятся результаты тестирования разрешающей способности процедуры инверсии для используемой полосы частот 0.2–0.9 Гц, параметризация начальных моделей скорости и плотности для решения обратной задачи и оценка точности восстановления скоростного разреза для поперечных волн по функции приемника (Zorin et al., 2002).

Исходя из результатов численного моделирования, при инверсии станционных функций SV шаг по вертикали для основной части земной коры был принят равным 1 км. Для верхней, наиболее изменчивой по скорости части земной коры (до глубины 4–5 км) использованы шаги 0,5 км и менее. Для уточнения положения раздела Мохоровичича относительно его начального приближения шаг в 1 км сохранялся для верхних 4–6 км мантии. Более глубокие слои в мантии анализировались с шагом 5 км до глубины 75 км, начиная с которой мантия принималась однородным по скорости полупространством. При инверсии наблюдаемых приемных функций, как и при модельных расчетах, начальное приближение распределения скорости S-волн в земной коре задавалось в виде ступенчатой функции, моделирующей усредненный сейсмический разрез по данным ГСЗ для Саяно-Байкальской складчатой области (Детальные исследования …, 1993), но без слоев пониженной скорости. Поскольку методом ГСЗ лучше определяются скорости продольных волн, чем поперечных, значения скоростей S-волн для моделей начального приближения были рассчитаны из распределения скоростей P-волн (Детальные исследования …, 1993) путем деления их на средний для коры коэффициент отношения скоростей P- и S-волн. Сведения о скоростях сейсмических волн в самой верхней мантии также грубо учитывались в первом приближении заданием скорости 8.0 км/с под Сибирской платформой и 7.7 км/с на большей части профиля.

На территории Монголии работы ГСЗ не проводились. Однако, опираясь на данные о положительных невязках времен пробега того же порядка, что и в Байкальской рифтовой зоне (Рогожина и др., 1983), мы приняли в качестве начальных приближений для монгольских станций те же значения средней скорости под разделом Мохоровичича, что и для станций в Байкальском рифте.

Плотность во всех моделях рассчитывалась согласно закону Берча (1961; 1964).

Так как изменение среднего значения скорости P-волн в коре, оцененное по ГСЗ, в различных районах Восточной Сибири не превышает 0.2 км/с (Детальные исследования …, 1993) использование осредненного разреза ГСЗ является приемлемым в качестве начального приближения при инверсии функции приемника. Таким образом, задача сводится к выявлению отклонения скоростной структуры от средних параметров коры и верхней мантии, полученных методом ГСЗ.

В четвертом разделе представлены модели распределения скорости поперечных сейсмических волн в интервале глубин от 0 до 75 км, рассчитанные по частотному диапазону колебаний 0.2–0.9 Гц, и модели глубин 0–270 км, полученные по интервалу частот 0.03–0.9 Гц, то есть с включением более длиннопериодных колебаний, необходимых для зондирования больших глубин.

На основании одномерных моделей распределения скоростей поперечных волн VS(h) с помощью сплайна линейной интерполяции построены двумерные модели вдоль различных профилей (рис. 5 и 6, цв. вкладка). Обработкой сплайном минимальной кривизны в пакете программ Paradigm Geophysics построена трехмерная модель для района южного Байкала и его окружения как для абсолютных значений скорости (рис. 4, цв. вкладка), так и для скоростных аномалий (dVS/VS, %), рассчитанных в процентах по отношению к референтному скоростному разрезу. Рисунок 4 свидетельствует о приуроченности Южно-Байкальской впадины к зоне перехода от относительно тонкой коры Сибирской платформы к утолщенной коре складчатых областей Забайкалья и Монголии и о локальном утонении коры непосредственно под этой впадиной.

Модели содержат информацию, связанную со сложным геологическим строением региона, обусловленным всей историей его формирования. Связь поверхностных геологических структур с распределением сейсмических скоростей под ними прослеживается до значительных глубин. Наиболее детально, с учетом существующей геологической и геофизической информации коллективом авторов проанализированы относящиеся к коре результаты по тысячекилометровому субмеридиональному профилю PASSCAL (рис. 5-В, цв.

вкладка), пересекающему юг Сибирской платформы, Байкальский рифт и разновозрастные тектонические районы Монголии (Zorin et al., 2002). На основе анализа было установлено, что ряд низкоскоростных слоев на различных глубинах в земной коре под Байкальской рифтовой зоной, под складчатыми областями Забайкалья и Монголии, а также под Сибирской платформой может соответствовать мощным анизотропным зонам милонитов, сопровождающим крупно-амплитудные надвиги.

В модели земной коры под Байкальской впадиной и хребтами ХамарДабан отсутствуют протяженные границы. Как и ожидалось по виду волновой формы приемной функции для станции 12, под Байкалом трудно определить коромантийный раздел, который на двумерных разрезах обычно устанавливается по сгущению изолиний. В непосредственной близости от Байкальской впадины заглубляющаяся под Хамар-Дабан кора переходит в низкоскоростной мантийный (астеносферный) выступ. По форме на этом разрезе он напоминает обнаруженный ранее астеносферный диапир (Крылов и др., 1974; Недра Байкала..., 1981). Более протяженная низкоскоростная область присутствует и под Монгольским складчатым поясом. Как и на томографии PASSCAL, между этими двумя аномалиями находится небольшой объем нормальной скорости. Т.о., независимыми методами по независимым данным определены наиболее характерные скоростные особенности в самой верхней мантии.

Ценная информация получена инверсией приемных функций вдоль субмеридионального профиля MOBAL_2003. Функции выделены из широкополосных сейсмограмм, что позволило осуществить инверсию до глубины 270 км (рис. 6, цв. вкладка). Наиболее очевидными особенностями разреза для коры (рис. 6, А) являются: е резкое утолщение при переходе от Сибирской платформы к Саянскому поднятию; градиентность коромантийной границы под многими станциями профиля, разделение разреза вдоль профиля на явно выраженные различные зоны. Изменение характера структуры коры соответствует смене тектонических районов [Zorin et al., 1993] (рис.1).

Например, 30-километровая низкоскоростная толща коры под Саянами и Хамар-Дабаном (станции OKTB, ARSH, KIRN и DLY2) южнее сменяется чередованием низкоскоростных и высокоскоростных слоев и линз. На протяжении 500 км в Джидинской складчатой зоне и под восточной частью Хангайского поднятия выявляются относительно высокие скорости в интервале глубин 12–25 км и понижение скорости на глубинах 20–35 км. Особенности полученного разреза коррелируются с частью коровых структур, предсказанных в работе по Центральному Сибирско-Монгольскому трансекту [Zorin et al., 1993], совпадает их вергентность и интервал глубин. Наиболее показательной в этом плане является характерная своими мощными гранитоидными массивами территория сочленения Хангайской и Баянхонгорской зон и Байдрагского массива (район станций от BAYN до UULA).

Рассчитанный для большей глубины разрез (рис. 6, Б), повторяя скоростную структуру коры разреза А, показывает довольно сложное распределение Vs в верхней мантии. Толща пониженной, по сравнению с платформой, астеносферной скорости (Vs/Vs = -1– -6 %) под Гобийским Алтаем и Озерной зоной (на юге профиля) начинается почти от коромантийной границы и достигает глубины 200 км. Подошва аномалии в направлении с югозапада на северо-восток (если пренебречь мелкими деталями) почти диагонально пересекает разрез и выклинивается на севере, под Сибирской платформой. Ниже, в интервале, соответствующем астеносферным глубинам стандартной модели Земли (IASP91), выявляется параллельная цепь «ячеек» пониженной скорости. Но и аномальная область не является однородной толщей. В ней присутствуют объемы относительно повышенных и пониженных скоростей, каждая из которых прослеживается под двумя-тремя станциями профиля. Сопоставление скоростных минимумов в мантии с понижением плотности и электрического сопротивления под корой, с данными по тепловому потоку подтверждает, что методом приемной функции обнаружено поднятие астеносферы к коромантийной границе в протяженной области вдоль 100-го меридиана. Толщина этого клиновидного поднятия нарастает от 50 км южнее Сибирской платформы до 150 км севернее ГобиАлтая.

Профильная система наблюдений субмеридиональной ориентации не позволяет судить о размерах астеносферного выступа в широтном направлении. Судя по гравиметрическим данным и по распределению вулканических полей, эта величина составляет 400–500 километров. Такая же ширина глубокой низкоскоростной аномалии получена методом трехмерной томографии, выполненной совместной инверсией невязок времен пробега продольных волн на профиле MOBAL_2003 и гравитационной аномалии Буге (Глава 2 диссертации).

Астеносферный выступ представляет собой гравитационную неустойчивость и вполне обеспечивает нарастание растягивающих напряжений до величин, достаточных для зарождения и развития рифтовой зоны (Зорин, Турутанов, 2005). Начальные возмущения, необходимые для развития гравитационной неустойчивости, могли создаваться или в результате попадания вещества плюмов в уже существовавшую линейную область относительного утонения литосферы (в «ловушку»), как, по мнению Ю.А. Зорина, это имело место под Байкальской рифтовой зоной, либо в результате термического воздействия плюмов на подошву литосферы в случае благоприятного их расположения, как это, по-видимому, и произошло под горными поднятиями Центральной Монголии. Без поставки плюмами горячего глубинного материала в астеносферный выступ, он был бы обречен на деградацию в связи с остыванием и не смог бы развиваться как гравитационная неустойчивость (Зорин, Турутанов, 2005).

Формирование Байкальской рифтовой зоны обусловлено как наличием плюмов, так и существованием древних структурных неоднородностей, которые оказались благоприятно ориентированными по отношению к направлению дальнодействующих сил, связанных с Индо-Азиатской коллизией (Zorin et al., 2003). В Центральной Монголии ни взаимное расположение плюмов ни простирание древних структур литосферы не обеспечивали подобных условий. Хотя плюмы здесь и вызвали развитие астеносферного выступа, но его ориентация неблагоприятна по отношению к дальнодействующим силам, и поэтому кайнозойские рифты здесь не образовались (Зорин, Турутанов, 2005). Вместе с тем, развившийся астеносферный выступ, полагал Ю.А. Зорин, по-видимому, служил (и служит) своеобразным барьером для проникновения постколлизионного сжатия в восточную окраинную часть Центральной Азии.

Глава 4. Сейсмическая анизотропия на юге Сибири и в Монголии.

Явление сейсмической мантийной анизотропии обусловлено присутствием в мантии высоко анизотропного оливина. При одноосном сжатии высокоскоростная a-ось оливина поворачивается перпендикулярно направлению максимального напряжения сжатия, в условиях чистого сдвига – перпендикулярно направлению укорочения; при прогрессирующем сдвиге она выстраивается по направлению потока (Nicolas and Christensen, 1987; Savage et al., 1990; Silver and Chan, 1991; Chastel et al., 1993). Это подразумевает, что знание ориентации анизотропных пород на глубине дает возможность судить об условиях, в которых эта ориентация приобретена, то есть о существующих на глубине напряжениях и деформациях. Азимутальная анизотропия становится, таким образом, одним из инструментов геодинамики.

Для исследования азимутальной анизотропии по телесейсмическим наблюдениям международных экспериментов, применен метод измерения расщепления квазипоперечных волн в фазе SKS, который однозначно определяет наличие анизотропии в верхнемантийной толще с хорошим разрешением по латерали (Vinnik et al., 1992, Silver, 1996, Savage, 1999). Если поперечная волна на своем пути встречает анизотропный слой, она расщепляется как минимум на две различно поляризованные и распространяющиеся с заметно различающимися скоростями волны. Разница во времени прихода быстрой и медленной волны, которая может составить секунды, количественно характеризует степень анизотропии, зависящую от толщины и свойств анизотропных слоев в среде. В диссертации кратко изложены теоретические положения метода и техника измерения параметров анизотропии.

В работах, соавтором которых я являюсь, по записям телесейсмического проекта PASSCAL 1992 года и Байкальских стационарных станций были выполнены первые массовые измерения параметров анизотропии (Gao et. al., 1994, 1997). В БРЗ быстрые направления распределились в двух ортогональных направлениях СВ и СЗ, примерно параллельно и перпендикулярно простиранию рифта. На примыкающей части Сибирской платформы и в Северо-Монгольском складчатом поясе найдены только ортогональные рифту направления. На юге Центральной Монголии доминирующее быстрое направление сменяется опять на параллельное рифту, хотя наблюдается и небольшое количество ортогональных рифту направлений.

Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |






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