Глубина очагов землетрясений в области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений

Тубанов, Цырен Алексеевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Глубина очагов землетрясений в области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений
ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Глубина очагов землетрясений в области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений"

На правах рукописи

ТУБАНОВ Цырен Алексеевич

ГЛУБИНА ОЧАГОВ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ В ОБЛАСТИ ЦЕНТРАЛЬНОГО БАЙКАЛА ПО ДАННЫМ ЛОКАЛЬНОЙ СИСТЕМЫ НАБЛЮДЕНИЙ

Специальность 25.00.10 - геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

- 8 О ИТ 2009

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Иркутск - 2009

003479296

Работа выполнена в Геологическом институте СО РАН

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук

Суворов Владимир Дмитриевич

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Имаев Валерий Сулейманович

доктор физико-математических наук Иванов Федор Илларионович

Ведущая организация: Институт геологии алмаза и

благородных металлов СО РАН (г. Якутск)

Защита состоится 7 октября 2009 г. в 9 часов на заседании диссертационного совета при Институте земной коры СО РАН, по адресу: 664033, Россия, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского научного центра СО РАН в здании ИЗК СО РАН

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения просим направлять по указанному выше адресу ученому секретарю диссертационного совета к.г.-м.н. Юрию Витальевичу Меньшагину, e-mail: men@crust.irk.ru

Автореферат разослан ^¿Ь августа 2009 г.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геолого-минералогических наук

еньшагин Ю.В

Объект исследования - земная кора и её сейсмоактивные структуры в центральной части Байкальского рифта, на предмет распределения очагов землетрясений в объёме земной коры. Актуальность темы

Детальные исследования пространственно-временного распределения сейсмичности в Байкальской рифтовой зоне (БРЗ) сдерживаются, главным образом, недостаточной плотностью сети сейсмологических станций. В связи с развитием Южно-Байкальского геодинамического полигона, в районе Центрального Байкала разворачивается Селенгинская локальная сеть. Это обстоятельство позволяет расширить энергетический диапазон регистрируемых землетрясений, увеличить представительность (в сторону меньших энергетических классов) определений механизмов землетрясений и оценок глубины очагов.

Характер распределения очагов землетрясений в земной коре БРЗ и соотношение его с глубинным строением земной коры остается до сих пор дискуссионным. С одной стороны понятно, что исследование этого вопроса сдерживается недостаточной плотностью сейсмических станций и возможностью использования данных глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ), с другой - остаются неясными методические вопросы. Главным здесь является учет влияния скоростных неод-нородностей в земной коре, распределенных как по вертикали, так и горизонтали. Надежность локализации очагов землетрясений в значительной степени зависит от геометрии наблюдательной сети и аномальных особенностей среды. Это определяет необходимость изучения возможностей существующей сети станций и влияния неоднород-ностей земной коры на точность определения координат очага. Очевидно, что необходимо тестирование используемых программ локации с учетом особенностей геологического строения исследуемой области.

Цель работы - изучить особенности локализации очагов землетрясений в земной коре по данным сети сейсмологических станций, расположенных в центральной части Байкальской рифтовой зоны.

Задачи исследования, поставленные для достижения цели работы:

1. Провести анализ экспериментальных данных и численное моделирование влияния скоростных неоднородностей на оценку координат гипоцентра землетрясения для Селенгинской локальной сети станций.

2. Установить факторы, влияющие на точность оценки глубины очага, при использовании типовых программ локализации гипоцентра землетрясения (на основе технологии минимизации невязок).

3. Оценить возможные ошибки определения глубины очага в зависимости от параметров априорной вертикально-неоднородной скоростной модели земной коры.

4. Дополнить существующие оценки по распределению глубины байкальских землетрясений данными Селенгинской локальной сети станций.

Фактический материал и методика исследования

Использованы данные о временах пробега сейсмических волн станций Байкальского и Бурятского филиалов ГС СО РАН, расположенных в центральной части Байкальской рифтовой зоны. Обработка экспериментальных данных произведена с использованием разработанной автором базы данных, включающей 19 928 цифровых сейсмограмм.

В качестве скоростной модели использован разрез ГСЗ [Сун Юн-шен и др., 1996], который проходит через район исследований, модифицированный в сторону усредненной одномерной модели {Детальные..., 1993]. Для локализации очагов землетрясений использована программа Hypoellipse [Lahr, 1989], которая применена в предыдущих опубликованных работах по Байкальской рифтовой зоне. При численном моделировании годографы рассчитывались путем решения прямой кинематической задачи для двумерной модели среды лучевым методом по программе RAY84 PC (Thybo & J. Lauetgert, 1984). Защищаемые положения и результаты:

1. Предложен и использован при массовой обработке данных способ поиска и исключения станций с аномальными временами пробега, позволяющий существенно снизить влияние латеральных скоростных неоднородностей на оценку глубины очагов землетрясений.

2. Численным моделированием и по экспериментальным данным Селенгинской локальной сети станций установлена зависимость оценки глубины очага от параметров априорной вертикально-неоднородной скоростной модели, проявляющаяся в смещении времени в очаге при малой величине невязок времен пробега сейсмических волн.

3. Характер пространственного распределения очагов, полученный при априорной скоростной модели ГСЗ, свидетельствует о сложной

внутренней структуре сейсмоактивного интервала земной коры при характерной кластеризации гипоцентров в протяженные зоны, слабо наклонные в северо-восточном направлении и более круто - под юго-восточный борт Байкальского рифта.

Научная новизна и личный вклад автора

• Для локальной Селенгинской сети сейсмологических станций численным моделированием оценено влияние латеральных скоростных неоднородностей на оценку глубины очагов землетрясений и показано, что предложенным способом поиска и исключения аномальных времен пробега волн можно существенно повысить точность оценки глубины очага землетрясений.

• Впервые, для центральной части Байкальского рифта получены детальные сведения, свидетельствующие о сложной внутренней структуре сейсмоактивного слоя. Распределение глубины очагов имеет, в общем, более компактный характер по сравнению с предшествующими данными по Байкальскому рифту.

Практическая значимость работы

1. Предложенный способ поиска и исключения аномальных станций реализован в виде комплекса программ и может использоваться при обработке сейсмологических данных сетей разного уровня в других сейсмически активных регионах.

2. Разработанная система сбора и обработки сейсмологической информации используется в Бурятском филиале ГС СО РАН. Модульная структура, применение распространенных пакетов программ, интегрированных в базу данных - делает систему достаточно привлекательной для использования другими потребителями.

3. База данных за 2001-2005 г.г. включает почти 20 тысяч обработанных (времена вступлений и амплитуды) цифровых сейсмограмм землетрясений и взрывов которые могут использоваться для решения широкого спектра прикладных и научных задач.

2003 (Новосибирск, 2003), на международном совещании по процессам в зонах субдукции (Петропавловск-Камчатский, 2004), на V и VI Российско-Монгольской конференции по астрономии и геофизике (Исток, 2005; Улан-Удэ, 2006), на всероссийском совещании «Современная геодинамика и сейсмичность Центральной Азии» (Иркутск, 2005), на 2-м Международном симпозиуме «Активный геофизический мониторинг литосферы Земли» (Новосибирск, 2005), на второй международной сейсмологической школе «Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных» (Пермь, 2007), на всероссийском совещании «Проблемы современной сейсмологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии» (Иркутск, 2007).

По теме диссертации опубликовано 15 работ в соавторстве, из которых 4 статьи в рецензируемых журналах по Перечню ВАК, 11 - материалы российских и международных конференций, симпозиумов, совещаний.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав и заключения. Объем работы составляет 131 страницу и включает 52 рисунка. Список литературы включает 139 наименований отечественных и зарубежных публикаций.

Благодарности. За руководство в проведении исследовательской работы, поддержку и постоянное внимание автор выражает глубокую благодарность научному руководителю д.г.-м.н. В.Д. Суворову. Автор благодарит руководителя Лаборатории методов сейсмопрогноза ГИН СО РАН к.г.-м.н. Г.И. Татькова за внимательное отношение к своей научной деятельности и всестороннюю помощь в работе. За поддержку, сотрудничество автор выражает благодарность коллективу Лаборатории методов сейсмопрогноза и Бурятского филиала ГС СО РАН.

Автор благодарен д.г.-м.н. В.И. Мельниковой, к.г.-м.н. В.В. Че-чельницкому за доброжелательное отношение к своей работе и обсуждение различных вопросов. Особую признательность автор выражает H.A. Урбан, H.A. Гилевой и к.г.-м.н. H.A. Радзиминович, без помощи которых в обработке данных и освоении программ работа была бы вряд ли осуществима.

Автор выражает признательность Байкальскому филиалу Геофизической службы СО РАН за возможность использования данных станций «Листвянка», «Тырган», «Онгурены».

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении показана актуальность, сформулированы цель и основная задача исследования, защищаемые результаты, научная новизна и практическая значимость работы.

Первая глава представляет литературный обзор, где рассматривается геология, структура, глубинное строение и сейсмичность области Центрального Байкала. Наличие мощной толщи осадков Селенгин-ской депрессии, выраженная блоковая тектоника, высокая сейсмичность в узкой полосе (в сравнении с флангами рифта) вдоль восточного берега оз. Байкал - главные черты исследуемого района. Через область исследования, проходит профиль ГСЗ [Сун Юншен и др., 1996]. Район дельты р. Селенги и Среднего Байкала является наиболее сейсмоактивным в центральной части БРЗ. За последние 150 лет в этом районе произошло пять катастрофических землетрясений. При наиболее сильном - Цаганском (1862), образовался залив Провал [Сейсмогеология и детальное..., 1981]. Среднебайкальское землетрясение 29/08/1959 (М=6,8) является одним из сильнейших за инструментальный период регистрации с 50-х годов 20 века.

Рассмотрены работы, связанные с оценкой глубин очагов байкальских землетрясений. Ранее авторы оценивали приближенную глубину очагов (сейсмоактивного слоя) в интервале 3-20 км, при максимуме 10-15 км [Аниканова, Боровик, 1981; Голенецкий, 1990]. С.В.Крылов [1980] наибольшее количество очагов связывал с интервалом 0-10 км, ограниченным снизу слоем с пониженной скоростью. По данным [Вертлиб, 1997] на северо-восточном фланге рифтовой зоны глубина очагов, полученных в модели однородной среды, распространялась от поверхности до глубин 30 км и более. При использовании слоистой скоростной модели в области Амутского роя землетрясений гипоцентры располагаются в низах коры и даже верхах мантии на глубине 3246 км [Deverchere et al, 1991]. В работе [Deverchere et al., 2002], при локализации очагов землетрясений в модели однородной среды, также проявилась тенденция к заглублению очагов вплоть до нижней коры.

При использовании плотных сетей наблюдений, возникает ряд методических проблем связанных с тем, что когда очаги находятся в области эксперимента, скоростная структура в районе очага оказывает непосредственное влияние на определение его координат и времени возникновения землетрясения [Аки, Ричарде, 1983]. Использование

трехмерных скоростных моделей для площадной расстановки сейсмо-станций ограничивается сложной гетерогенной структурой земной коры и недостаточной (для локальных сетей) изученностью скоростного строения с использованием сейсмических методов. В работе [БраЫагояБа е( а!., 2001] на синтетических тестах показано, что в районах со сложной гетерогенной геологической структурой даже минимизированные модели полученные с использованием программ типа [УЕЬЕБТ, 1993] со станционными поправками не дают значительного улучшения точности определения координат.

Во второй главе приведены данные о современной сети сейсмологических наблюдений в области Центрального Байкала, также представлены некоторые результаты мониторинга сейсмичности и выявлены проблемы в обработке данных локальной сейсмической сети.

Специально для целей средне и краткосрочного прогноза землетрясений с 1995 года Геологическим институтом СО РАН ведется поэтапное развитие локальной системы мониторинга напряженного состояния среды [Татъков, Тубанов, 2001]. Главными особенностями локальной системы наблюдений являются: 1) совмещение сейсмического мониторинга в пассивном (регистрация землетрясений) и активном (вибросейсмическое зондирование) вариантах; 2) комплексность наблюдений (помимо сейсмологических, выполняются магнитометрические, гидрогеохимические наблюдения); 3) использование автоматического (без оператора) режима регистрации.

Положение сейсмостанций системы мониторинга (Бурятский филиал ГС СО РАН) относительно землетрясений исследуемой области является односторонним, поэтому, для наиболее оптимального окружения эпицентров землетрясений в обработке дополнительно используются сейсмограммы региональных станций «Тырган», «Онгурены», «Листвянка» (Байкальский филиал ГС СО РАН). В образующейся локальной системе наблюдений, станции можно разделить на две условных группы. Станции «Степной Дворец», «Заречье», «Тырган», «Фо-фоново» - наиболее близкие к очагам землетрясений Центрального Байкала, «Хурамша», «Турунтаево», «Улан-Удэ», «Бабушкин», «Кото-кель», «Онгурены», «Максимиха» и «Листвянка» - станции, более удаленные от очагов исследуемой области. На сегодня, локальная сеть, состоящая из 12 постоянно действующих цифровых станций, структурно дополняет наблюдения региональных сейсмостанций, составляется электронная база данных и ведётся каталог сейсмических событий территории площадью 12000 кв. км, ограниченной по долготе 105.6° и

108°, по широте 51.8° и 53°.

С 2001 по 2005 годы станциями локальной сети в районе Центрального Байкала зарегистрировано около 4500 событий (рис. 1), характеризующихся достаточно уверенным выделением вступлений продольных и поперечных волн. Преимущественно, это микроземлетрясения и слабые землетрясения.

Рис. 1. Эпицентры землетрясений за период 2001-2005 годы по данным локальной сети станций. Во врезке вверху показана сеть сейсмостанций, внизу -шкала энергетических классов (по Раутиан) землетрясений

При обработке экспериментальных данных выявились обстоятельства, которые указывают на необходимость тестирования определения глубины очагов по данным Селенгинской локальной сети. В частности, при значительной величине невязок на станциях сети не наблюдается положительной невязки времен на станции «Степной дворец» ^сГ), обусловленной мощным чехлом низкоскоростных осадочных отложений Селенгинской депрессии [Суворов, Тубанов, 2005].

В третьей главе рассматривается локализация очагов землетрясений области Центрального Байкала с использованием программы Hypoellipse [Lahr, 1989] по данным Селенгинской локальной сети. Основное внимание уделено влиянию используемой скоростной модели на оценку параметров очага землетрясения (широта, долгота, время в очаге, глубина, распределение невязок).

Численное моделирование показало, что в наиболее характерном случае (для экспериментальных данных), положительные задержки времен пробега на ближайшей к эпицентру станции Std приводят к уменьшению времени в очаге по сравнению с заданным, что приводит к заглублению очага, по мере увеличения контрастности аномалии до 70%. В то же время, координаты эпицентра землетрясения изменяются незначительно. Величина среднеквадратических невязок (rms) растет пропорционально отклонению времени в очаге и контрастностью аномалий. Важно, что невязки распределяются между всеми станциями и зависят от относительного их расположения. При этом определить аномальные станции по характеру изменения невязок с эпицен-тральным расстоянием не представляется возможным.

Показано, что основным критерием получения несмещенной оценки времени в очаге (и глубины очага) является нахождение набора станций, свободных от аномалий времен пробега, вызванных латеральными неоднородностями. В частном случае аномалий времен пробега на станциях Std и Zrh, аномальные данные не проявляются в характере распределения станционных невязок (рис. 2), при повышенной общей величине среднеквадратической невязки.

Эпщентрапьные расстояния, кл<

Рис. 2. Графики невязок времен пробега для различных групп станций. Невязки при расчетах без аномальных данных станций 51(1 (Степной Дворец) и Zrh (Заречье) показаны толстой штриховой линией

Расчеты с разным набором станций (например, при последовательном исключении одной из них) или перебор различных их сочетаний позволяет выявить аномальную станцию по резкому уменьшению среднеквадратической невязки за счет исключения из расчетов «аномального» времени пробега сейсмических волн (см. рис. 2). Такой способ позволяет исследовать характер распределения невязок в зависимости от относительного расположения станций и аномалий. Так в случае, когда аномальные данные исключены из расчетного набора, гипоцентр определяется точно и невязки на исключенных из расчетов станциях по величине становятся равными модельным задержкам. В способе исключения из расчетов аномальных станций нет принципиальной новизны, поскольку ранее, при простейших ручных способах определения эпицентра землетрясения, исключение влияния горизонтальных скоростных неоднородностей на локализацию очага производилось по характеру распределения многоугольника невязок. На современном этапе важно включить этот способ в существующую технологию обработки, а данные аномальных станций использовать для локализации скоростных неоднородностей. Фактически, речь может идти о восстановлении трехмерного строения среды. При этом исключительное значение имеет выбор априорной вертикально-неоднородной модели, удовлетворяющей некоторому набору не аномальных станций и которая потом может последовательно дополняться данными о пространственном распределении латеральных скоростных неоднородностей.

мен пробега. Или более правильно говорить о смещённости оценок глубины гипоцентра при формально высокой точности результата.

В четвертой главе приводятся результаты обработки экспериментальных данных Селенгинской локальной сети наблюдений. Из 456 землетрясений с К>7.5, отобрано порядка 200 событий, с четкими вступлениями продольных волн на сейсмограммах и с максимальным количеством станций окружающих эпицентр.

Использован способ перебора разных сочетаний станций, что позволяет выявить аномальную станцию по минимизации среднеквадра-тической невязки. Главная трудность при решении такой задачи для Селенгинской сети станций заключается в малом их количестве, которое становится критическим для надежного определения положения очагов.

На рис. 3 представлен пример, иллюстрирующий влияние данных станции Б1с1 (Степной Дворец) и временного пункта РгЬ (Прибой), которые расположены в пределах Селенгинской депрессии с толщей низкоскоростных осадочных отложений, на характер распределения невязок и на время в очаге.

Эпицентральное расстояние, км 0 20 40 60 80 100 0 20 40 60 80 100

Рис. 3. Редуцированные годографы волны (скорость редукции 6.5 км/с) при расчетах с аномальными станциями (А) и без них (Б). Указаны аномальные станции 81(3 и РгЬ. 1 - наблюденные времена пробега волн, 2 - теоретические времена пробега волн, рассчитанные в горизонтально-слоистой модели ГСЗ

Хорошо видно, что в присутствии аномалий величина невязок между теоретическим годографом (рассчитанным в горизонтально-слоистой модели ГСЗ) и наблюденными временами пробега достигает 0.5-0.6 с, при времени распространения сейсмической волны по вертикали от гипоцентра (1верт) около 4 с (см. рис. ЗА). Заметим, что кривизна годографов обусловлена вертикальной неоднородностью сре-ды.Существенно, что невязки имеют разные знаки и по характеру их распределения, в зависимости от эпицентрального расстояния, нет возможности обнаружить аномальные станции. В данном случае из-

■Р°гЬ

01 о 2

в .

Ф-

РгЬ -О-.

Й.

вестно наверняка, что на станциях Std и Prb времена пробега завышены. При их исключении из расчетов tBepT уменьшилось в два раза (до 2 с) при невязках на станциях 0.1 с. На станциях же Std и Prb задержки времен увеличились до 0.9 и 1.4 с соответственно (см. рис. ЗБ).

Рассчитанные задержки времени пробега до станции Std (рис. 4), расположенной в центральной части Селенгинской депрессии, удовлетворительно согласуются с оценками мощности осадочных отложений полученными по данным работ [Ten Brink, Taylor, 2002; Суворов, Ми-шенькина, 2005].

Этщентральное расстояние, км Рис. 4. Изменение задержек времени пробега волны на станции 81с1 в зависимости от эпицентрального расстояния (треугольники). Приведены расчетные линии задержек при глубине очага 10 и 20 км (см. шифр кривых) и мощности осадочных отложений 7 км (сплошные линии) и 8 км (штриховые)

Пример влияния априорной скоростной модели на оценку глубины очагов землетрясений, при переходе от однородной среды к слоистой, приведен на рис. 5. Это важно для сравнения с результатами работ [Гилева и др., 2000; Devershere е{ а\., 2001], получеными именно в однородной модели. Использованы события, расположенные в окрестности станций и для которых глубина очагов определена при значениях эффективной скорости, обеспечивающих минимум невязок не более 0.1 с. Увеличение глубины очагов в группе землетрясений близких к 2гЬ от 10 до 40 км в модели однородной среды уверенно коррелируется с увеличением разности времён в очаге от 0 до 4 с (см. рис. 5), что свидетельствует о влиянии вертикальной неоднородности среды, в которой такая корреляция должна отсутствовать. Действительно, в слоистой модели очаги этой группы тесно располагаются в интервале глубин 10-20 км. Для событий вблизи Б1с1 в однородной мо-

дели очаги располагаются, в основном, вблизи дневной поверхности, а в слоистой модели, опускаются в тот же интервал глубины 10-20 км.

Разность времени в очаге, с

-6

о-

10-

<3 s? 20-

30-

40-

-2

0 2

-О-

\ +

Ж 1 о 2

+ 3 Л 4

Рис. 5. Оценка глубины очагов землетрясений в зависимости от разности времен в очаге, рассчитанных в однородной и горизонтально-слоистой моделях земной коры. 1, 2 - в однородной и слоистой моделях, для группы событий в окрестности станции Std, соответственно; 3, 4 - то же для событий в области расположения станции Zrh

Таким образом, применение горизонтально слоистой модели ГСЗ и исключение аномальной станции Std привело к более компактному расположению очагов по глубине, что является важным критерием доверия как к применяемому способу, так и к использованной модели.

Характер пространственного распределения очагов землетрясений в области Центрального Байкала представлен на рис. 6. Наиболее представительная группа эпицентров располагается по линии II, вдоль которой наблюдается три обособленные, линейно вытянутые группы гипоцентров, погружающиеся по простиранию вдоль оз. Байкал в северо-восточном направлении (см. рис. 6А). В первой группе глубина очагов уменьшается на северо-восток от 14 до 10 км с углом наклона средней оси около 5°. Для двух других групп глубина очагов увеличивается в том же направлении от 12-14 до 18-22 км с углом падения осей до 11°, также как и вдоль линий I и III (см. рис. 6Б). В юго-восточном направлении вдоль поперечных линий IV и V заглубление очагов происходит в таком же диапазоне, но на меньшем расстоянии, так что угол падения увеличивается до 12-16° (см. рис. 6Б, В). Очаги вдоль линии VI располагаются на примерно одинаковой максимальной глубине 16-22 км. Характерное погружение очагов под Селенгинскую депрессию от 10-12 до 20-22 км наблюдается также в начальной части

линий III и на поперечном разрезе IV.

кала. Слева - схема расположения станций и эпицентров землетрясений с Кр>7.5 за 2001-2005г.г., использованных для определения глубины очагов; показаны: профиль ГСЗ штриховой линией, сплошные линии - положение условных разрезов. Справа - распределение очагов землетрясений вдоль линий разрезов А, Б - вдоль оз. Байкал, В - вкрест

Наблюдается определенная корреляция между характером распределения очагов землетрясений и особенностями напряженно-деформированного состояния земной коры Байкальского рифта полученного вдоль использованного нами профиля ГСЗ [Гольдин и др., 2006]. Очаги землетрясений располагаются в окрестности смены знака аномалий по вертикальной компоненте напряжений. Существенно, что зона повышенных напряжений по горизонтальной компоненте, так же как и очаги землетрясений, погружается вдоль профиля в юго-восточном направлении. Важно, что положение очагов землетрясений в разрезе литосферы определилось распределением упругой и квазипластической деформации не только по вертикали, но и по латерали. При этом очаговая область располагается под наклонной зоной повышенных горизонтальных напряжений, которая не проявляется аналогичным образом в хрупко-пластических длительных деформациях. Следовательно, здесь могут накапливаться напряжения, разгрузка которых может происходить за счет землетрясений.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Особенности локализации очагов землетрясений по наблюдениям Селенгинской локальной сети сейсмостанций изучены при детальном численном моделировании результатов обработки экспериментальных данных. Исследовалось влияние горизонтальных и вертикальных скоростных неоднородностей в земной коре на оценку параметров очага (координат гипоцентра и времени в очаге). Проведен анализ в моделях однородной и вертикально-неоднородной сред.

Выявлено, что присутствие локальных аномалий времен пробега даже на одной из станций может оказать существенное влияние на оценку глубины очага, несмотря на относительно небольшую величину общей среднеквадратической невязки. Изменения в глубине определяются погрешностью оценки времени в очаге и зависят от относительного расположения станций между собой. При этом какое-либо соответствие между величиной невязок и ошибками в глубине очага не наблюдается. Надежное определение глубины очага может быть получено только при исключении из расчетов станций со значительными аномалиями времен, которые могут быть обусловлены, в частности, присутствием горизонтальных скоростных неоднородностей.

Более 90% из выборки землетрясений в земной коре Центрального Байкала с Кр>7.5 сосредоточено в диапазоне 9-21 км, при максимуме количества событий на глубинах 15-18 км. В сравнении со сводными данными по региону, наблюдается более компактное расположение гипоцентров в земной коре.

лученные ранее с учетом осредненных годографов и средних скоростей в земной коре [Голенецкий, Кругляков, Перевалова, 1978] являются несмещенными, но при достаточно большой ошибке (±9 км) [Голенецкий, 1990]. Полученные нами оценки глубины очагов, также являются несмещенными (с учетом проведенных модельных экспериментов), при ошибке ±1,5 км (не более ±3 км), что позволяет на наш взгляд, более обоснованно, исследовать внутреннюю структуру сейсмоактивного слоя. Диапазон глубин очагов, в общем, согласуется с последними данными [Гилева и др., 2000; Радзиминович, 2002], где, как и в нашей работе, применены те же программы локализации гипоцентров. Отличительной особенностью полученных нами данных является использование данных по профилю ГСЗ, проходящего через исследуемую область, и учет только прямых волн Pg с исключением аномальных наблюдений. Разнообразие данных о глубине очагов землетрясений в целом по Байкальской рифтовой зоне может свидетельствовать о неоднородном распределении скоростных характеристик земной коры, значительно изменяющихся по латерали. Поэтому нет достаточных оснований доверять данным о глубине очагов, полученным в однородной модели, являющейся слишком грубым приближением.

Численное моделирование показывает значительное уменьшение мощности сейсмоактивного слоя при использовании достаточно обоснованной скоростной модели земной коры. Но и в этом случае недоучет локальных скоростных неоднородностей может привести к заметным погрешностям в глубине очагов. Дополнительная информация в виде прямой поперечной волны, которая часто используется, также не гарантирует надежное получение результата, поскольку требуется введение дополнительных ограничений. Например, это может быть условие на постоянство отношения скоростей поперечных и продольных волн, величина которого, как показывают данные ГСЗ, может значительно изменяться с глубиной и по латерали.

Группирование очагов по характеру распределения по площади и по глубине свидетельствует о блоковости сейсмоактивного интервала земной коры, но данных для более определенных построений недостаточно. Необходимо иметь детальные наблюдения, на территории всего Байкальского рифта и с возможностью восстановления трехмерной структуры среды.

Публикации по теме диссертации

1. Суворов В.Д., Тубанов Ц.А. Распределение очагов близких землетрясений в земной коре под центральным Байкалом // Геология и геофизика. 2008. Т. 49. №8. С. 805-818.

2. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А. Развитие сейсмического процесса и мониторинг в близреапьном времени зоны Южнобайкальского землетрясения 1999 года // Вестник БГУ. Сер. «Геология и география». 2004. № 3. С. 3546.

3. Татьков Г.И., Ковалевский В.В., Базаров А.Д., Тубанов Ц.А. Эксперименты по вибросейсмической интерферометрии на Байкальском геодинамическом полигоне // Отечественная геология. 2008. № 3. С. 94-97.

4. Ананьин JI.B., Мордвинова В.В., Канао М., Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Гоць М.Ф. Возможности определения скоростного строения по долговременным наблюдениям широкополосной станции // Известия Сиб. отд. секции наук о Земле Российской академии естественных наук. Геология, поиски и разведка месторождений рудных месторождений. 2007. Вып. 5(31). С. 121-123.

5. Татьков Г.И. Тубанов Ц.А. Опыт сейсмологического мониторинга в близреапьном времени Южнобайкальского землетрясения 1999 года // Материалы третьих геофизических чтений им. В.В. Федынского. М.: ГЕОН, 2001. С. 187-195.

6. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Чебаков Г.И., Урбан H.A., Толочко В.В. Мониторинг изменений напряженного состояния очаговой зоны землетрясения 10 октября 2001 года в районе залива Провал // Проблемы региональной геофизики. Новосибирск, 2001. С. 119-120.

7. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Базаров А.Д., Чебаков Г.И. Реализация технологии активного и пассивного сейсмомониторинга на Байкальском геодинамическом полигоне // Материалы междунар. конференции по мат. методам в геофизике "ММГ-2003". Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2003. С. 536-540.

8. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Урбан H.A. Сейсмичность Среднего Байкала по данным локальной сети геофизических наблюдений // Материалы IV междунар. совещания по процессам в зонах субдукции островных дуг. Петропавловск-Камчатский, 2004. С. 307-309.

9. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Чебаков Г.И., Базаров А.Д., Возможности среднесрочного прогноза землетрясений на Южнобайкальском геодинамическом полигоне // Труды V Российско-Монгольской конференции по астрономии и геофизике. Иркутск, 2005. С. 53-56.

10. Суворов В.Д., Тубанов Ц.А. Распределение очагов землетрясений в земной коре Центрального Байкала // Материалы Всероссийского совещания с междунар. участием «Современная геодинамика и сейсмичность Цен-

тральной Азии». Иркутск, 2005. С. 238.

11. Канао М., Суворов В.Д., Татьков Г.И., Тубанов Ц.А. Deep structure and tectonics around the Baikal Rift Zone, Russia, from temporary broadband seismic observations // Активный геофизический мониторинг литосферы Земли (материалы 2-го междунар. симпозиума 12-16 сентября 2005 г.). Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. С. 156-160.

12. Тубанов Ц.А., Базаров А.Д. Перспективы развития системы активного и пассивного мониторинга в очаговых областях Байкальского рифта // Труды VI Российско-Монгольской конференции по астрономии и геофизике. Иркутск, 2006. С. 63-67.

13. Тубанов Ц.А. Татьков Г.И., Суворов В.Д. Сейсмичность центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений // Проблемы современной сейсмологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии: материалы Всероссийского совещания. Иркутск, 2007. Т. 2. С. 179-181.

14. Мельникова В.И., Тубанов Ц.А., Добрынина A.A., Радзиминович H.A., Гилёва H.A. Характер напряженно-деформированного состояния земной коры в районе дельты р. Селенги (Центральный Байкал) // Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных: материалы второй междунар. сейсмологической школы (Пермь, 13-17 августа 2007 г.). Обнинск: ГС РАН, 2007. С. 145-148.

15. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Чебаков Г.И., Базаров А.Д., Толочко В.В. Сейсмичность Среднего Байкала по данным локальных сейсмологических наблюдений// Материалы междунар. конференции «Сейсмичность Северной Евразии» (Обнинск, 28-31 июля 2008 г.). Обнинск: ГС РАН-ИФЗ РАН, 2008. С. 303-307.

Подписано к печати 28.07.2009 г. Формат 60x84/1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Гарнитура Тайме. Усл. печ. л. 1,2. Уч.-изд. л. 1,0. Тираж 100. Заказ № 36.

Отпечатано в типографии Изд-ва БНЦ СО РАН. 670047, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6.

Содержание диссертации, кандидата геолого-минералогических наук, Тубанов, Цырен Алексеевич

Введение.

Глава 1. Геология, глубинное строение и сейсмичность сейсмоактивной области Центрального Байкала. Перспективы и проблемы обработки данных локальных сетей.

1.1 Краткая характеристика строения Байкальского рифта.

1.2 Региональные особенности глубинного строения БРЗ.

1.3 Геология, структура и глубинное строение сейсмоактивной области Центрального Байкала.

1.4 Особенности сейсмичности БРЗ и Центрального Байкала.

1.5 Глубина очагов байкальских землетрясений.

1.6 Перспективы и проблемы обработки данных локальных сетей.

1.7 Выводы.

Глава 2. Сеть пассивного сейсмологического мониторинга в сейсмоактивной области Центрального Байкала.

2.1 Сейсмологические наблюдения как составная часть геофизического мониторинга на Южно-Байкальском геодинамическом полигоне.

2.2 Аппаратура Селенгинской локальной сети сейсмологических наблюдений.

2.3 Селенгинская локальная сеть наблюдений.

2.4 Организация сбора и обработки данных Селенгинской локальной системы наблюдений.

2.5 Эффективность Селенгинской локальной сети.

2.6 Сейсмичность сейсмоактивной области Центрального Байкала по данным локальной сети станций.

2.7 Скоростная модель и отбор данных для локализации очагов землетрясений по данным локальной сети наблюдений.

2.7 Выводы.

Глава 3. Особенности локализации очагов землетрясений по наблюдениям Селенгинской локальной сети сейсмостанций.

3.1 Методы и проблемы локализации гипоцентров землетрясений.

3.2 Влияние горизонтальных скоростных неоднородностей на локализацию очага землетрясения.

3.3 Исключение влияния горизонтальных скоростных неоднородностей.

3.4 Влияние параметров модели вертикально-неоднородной среды на локализацию очага землетрясения.

3.5 Выводы.

Глава 4. Глубина очагов землетрясений в сейсмоактивной области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений.

4.1 Локализация очагов землетрясений способом поиска и исключения станций с аномальными временами пробега волн.

4.2 Оценка мощности осадочных отложений в Селенгинской депрессии по данным задержек времен пробега на станции Std.

4.3 Сравнение результатов определения глубины очагов в однородной и слоистой моделях.

4.4 Отбор экспериментальных данных для определения глубины очагов землетрясений по данным локальной сети.

4.5 Внутренняя структура сейсмоактивного слоя земной коры Центрального Байкала.

4.6 Выводы.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Глубина очагов землетрясений в области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений"

Объект исследования — земная кора и её сейсмоактивные структуры в центральной части Байкальского рифта, на предмет распределения очагов землетрясений в объёме земной коры.

Актуальность темы

Детальные исследования пространственно-временного распределения сейсмичности в Байкальской рифтовой зоне (БРЗ) сдерживаются, главным образом, недостаточной плотностью сети сейсмологических станций. В связи с развитием Южно-Байкальского геодинамического полигона [Голъдин и др., 2001], в районе Центрального Байкала разворачивается Селенгинская локальная сеть станций, позволяющая расширить энергетический диапазон регистрируемых землетрясений (К>5.5) [Татъков и др., 2003]. Это обстоятельство позволяет в областях с постоянной сейсмической активностью получить детальные данные по структуре сейсмического потока (на основе карт эпицентров слабых землетрясений), увеличить представительность (в сторону меньших энергетических классов) определений механизмов [Мельникова и др., 2007] и оценок глубины очагов [Тубанов и др., 2007].

Характер распределения очагов землетрясений в земной коре БРЗ и соотношение его с глубинным строением земной коры остается дискуссионным до сих пор. Так, ранее авторы оценивали приближенную глубину очагов (сейсмоактивного слоя) в интервале 3-20 км, при максимуме 10-15 км [Голенецкий, 1972; 1973; 1977; 1990; Голенецкий, Перевалова, 1988; Аниканова, Боровик, 1981]. С.В.Крылов [1980] наибольшее количество очагов связывал с интервалом 0-10 км, ограниченным снизу слоем с пониженной скоростью. По данным [Вертлиб, 1978, 1997] на северо-восточном фланге рифтовой зоны по редкой сети станций глубина очагов, полученных в модели однородной среды, распространялась от поверхности до глубин 30 км и более. При использовании скоростной модели ГСЗ в области Амутского роя землетрясений гипоцентры располагаются в низах коры и даже верхах мантии на глубине 32-46 км [Deverchere et al, 1991]. В работах [Гилева и др., 2000; Deverchere et al., 2002], при локализации очагов землетрясений в модели однородной среды, также проявилась тенденция к заглублению очагов вплоть до нижней коры.

С одной стороны понятно, что решение вопросов: (1) согласования оценок глубин очагов, получаемых различными авторами в БРЗ, (2) определения мощности и нижней границы сейсмоактивного слоя [Недра Байкала, 1981], (3) выявления внутренней структуры сейсмоактивного слоя [Леей, 1991], сдерживается недостаточной плотностью сейсмических станций и возможностью использования данных ГСЗ, с другой - остаются неясными методические вопросы. Главным здесь является учет влияния неоднородностей в земной коре, распределенных как по вертикали, так и горизонтали. Решение этой проблемы, при использовании локальных сетей наблюдений, связано с тем, что когда очаги находятся в области эксперимента, скоростная структура в районе очага оказывает непосредственное влияние на определение координат очага [Aki, Lee, 1976; Аки, Ричарде, 1983]. Использование трехмерных скоростных моделей для площадной расстановки сейсмостанций ограничивается сложной гетерогенной структурой земной коры и недостаточной (для локальных сетей) изученностью скоростного строения с использованием сейсмических методов. В работах [Spallarossa et al., 2001; Ferretti et al., 2001] на синтетических тестах показано, что в районах со сложной гетерогенной геологической структурой даже минимизированные модели со станционными поправками не дают значительного улучшения точности определения координат. Надежность локализации очагов землетрясений в значительной степени зависит от геометрии наблюдательной сети и аномальных особенностей среды. Это определяет необходимость изучения возможностей существующей сети станций и влияния неоднородностей земной коры на точность определения координат очага. Очевидно, что необходимо тестирование используемых программ локации для корректного сравнения полученных результатов, с данными других исследователей. Учитывая, что нет надежных сведений о распределении в коре скорости поперечных волн и при недостаточной статистике (в экспериментальных данных) вступлений головных и прочих сейсмических волн, первоначально необходимо использовать только вступления продольной прямой волны, распространяющейся от очага до станций.

Цель работы — изучить особенности локализации очагов землетрясений в земной коре по данным сети сейсмологических станций, расположенных в центральной части Байкальской рифтовой зоны.

Задачи исследования, поставленные для достижения цели работы:

3. Оценить возможные ошибки определения глубины очага, когда априорная вертикально-неоднородная скоростная модель отличается от реальной модели.

Фактический материал и методика исследования

Использованы данные времен пробега сейсмических волн станций Байкальского и Бурятского филиалов ГС СО РАН, расположенных в центральной части Байкальской рифтовой зоны. Обработка экспериментальных данных произведена с использованием разработанной автором базы данных, включающей 19 928 цифровых сейсмограмм.

В качестве скоростной модели использован разрез ГСЗ [Сун Юншен и др., 1996], который проходит через район исследований, модифицированный в сторону усредненной одномерной модели Щеталъные., 1993]. Для локализации очагов землетрясений использована программа Hypoellipse [Lahr, 1989], которая применена в предыдущих опубликованных работах по Байкальской рифтовой зоне. При численном моделировании годографы рассчитывались путем решения прямой кинематической задачи для двумерной модели среды лучевым методом по программе RAY84 PC (Thybo и J. Lauetgert).

Для интерпретации полученных результатов привлечены данные работы

Гольдин и др. 2006].

Защищаемые положения и результаты:

1. Предложен и использован при массовой обработке данных способ поиска и исключения станций с аномальным временем пробега, позволяющий существенно снизить влияние латеральных скоростных неоднородностей на оценку глубины очагов землетрясений.

3. Характер пространственного распределения очагов, полученный при априорной скоростной модели ГСЗ, свидетельствует о сложной внутренней структуре сейсмоактивного интервала земной коры при характерной кластеризации гипоцентров в протяженные зоны, слабо наклонные в северовосточном направлении и более круто — под юго-восточный борт Байкальского рифта.

Научная новизна и личный вклад автора

• Использована скоростная модель земной коры по данным ГСЗ и численным моделированием для существующей локальной сети станций показана зависимость оценки глубины очагов землетрясений от степени различия между априорным и реальным изменением скорости. • Впервые, для центральной части Байкальского рифта получены детальные сведения, свидетельствующие о сложной внутренней структуре сейсмоактивного слоя. Распределение глубины очагов имеет, в общем, более компактный характер по сравнению с предшествующими данными по Байкальскому рифту.

Практическая значимость работы

3. База данных за 2001—2005 г.г. включает почти 20 тысяч обработанных (времена вступлений и амплитуды) цифровых сейсмограмм землетрясений и взрывов которые могут использоваться для решения широкого спектра прикладных и научных задач.

Апробация работы. Основные результаты исследований по теме диссертации докладывались и обсуждались: на конференции «Проблемы региональной геофизики» (Новосибирск, 2001), на международной конференции по математическим методам в геофизике "ММГ—2003 (Новосибирск, 2003), на международном совещании по процессам в зонах субдукции (Петропавловск-Камчатский, 2004), на V и VI Российско-Монгольской конференции по астрономии и геофизике (Исток, 2005; Улан-Удэ, 2006), на всероссийском совещании «Современная геодинамика и сейсмичность Центральной Азии» (Иркутск, 2005), на 2-м Международном симпозиуме «Активный геофизический мониторинг литосферы Земли» (Новосибирск, 2005), на Второй международной сейсмологической школе «Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных» (Пермь, 2007), на всероссийском совещании «Проблемы современной сейсмологии и геодинамики Центральной и Восточной Азии» (Иркутск, 2007).

По теме диссертации опубликовано 15 работ в соавторстве, из которых 4 статьи в рецензируемых журналах по Перечню ВАК, 11 — материалы российских и международных конференций, симпозиумов, совещаний.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Тубанов, Цырен Алексеевич

§ 4.6. Выводы

Проведена релокализация очагов землетрясений в области Центрального Байкала способом поиска и исключения станций с аномальным временами пробега волн. Систематизированы данные по задержкам времен пробега сейсмических волн на станции Std. Произведенные оценки мощности осадков в Селенгинской депрессии удовлетворительно согласуются с результатами работы [Суворов, Мишенъкина, 2005]. Применение модели ГСЗ, с исключением аномальных данных станции Std, привело к более плотному расположению очагов по глубине в сравнении с применением модели однородной среды, что является достаточно важным критерием доверия, как к способу исключения аномальных данных, так и к модели ГСЗ.

Более 90% из выборки землетрясений дельты Селенги и Среднего Байкала с Кр>7.5 сосредоточено в диапазоне 9-21 км, при максимуме количества событий на глубинах 15-18 км. Отличительной особенностью полученных нами данных является использование профиля ГСЗ, проходящего через исследуемую область и учет только прямых волн Pg с исключением аномальных наблюдений.

Внутри очагового слоя имеются локальные особенности. Нижняя часть очагового слоя (15-21 км) является более сейсмоактивной. Наблюдаются обособленные, линейно вытянутые группы гипоцентров, слабо погружающиеся вдоль оз. Байкал в северо-восточном направлении.

Характер пространственного распределения очагов, полученный при априорной скоростной модели ГСЗ, свидетельствует о блоковости и сложной внутренней структуре сейсмоактивного интервала земной коры при характерной кластеризации гипоцентров в протяженные зоны, слабо наклонные в северо-восточном направлении и более круто - под юго-восточный борт Байкальского рифта.

Отмечается корреляция глубинного распределения очагов землетрясений Центрального Байкала с рельефом сейсмических границ на глубинном разрезе литосферы вкрест юго-западного фланга Байкальской рифтовой зоны по данным ГСЗ.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Особенности локализации очагов землетрясений по наблюдениям Селенгинской локальной сети сейсмостанций выявлены численным моделированием. Исследовалось влияние горизонтальных и вертикальных скоростных неоднородностей, распределенных в земной коре на оценку параметров очага землетрясения (координат гипоцентра и времени в очаге). Проведен анализ в моделях однородной и вертикально-неоднородной сред.

Невязки времен пробега в модели однородной среды использованы для моделирования локальных скоростных неоднородностей, расположенных на траектории луча от источника сейсмических волн к точке наблюдения. Привлекательность такого способа заключается в том что, оставаясь в рамках простейшей аппроксимации геологической среды, можно исследовать влияние латеральной скоростной неоднородности на процедуру локализации очага землетрясения. Важно, что подобный подход имеет ясную геолого-геофизическую интерпретацию при простой технологической реализации численного эксперимента. Выявлено, что присутствие локальной аномалий времен пробега даже на одной из станций может оказать существенное влияние на оценку глубины очага, несмотря на относительно небольшую величину невязок времен. При этом какое-либо соответствие между величиной невязок и ошибками в глубине очага не наблюдается. Изменения в глубине определяется погрешностью оценки времени в очаге и зависят от относительного расположения станций между собой. Эпицентр землетрясения локализуется с приемлемой точностью во всех случаях. При исключении аномальных станций из расчетов, время в очаге и его глубина оцениваются с достаточной точностью при наименьшей величине невязок. Следовательно, надежное определение глубины очага может быть получено при исключении из расчетов станций со значительными аномалиями времен, которые могут быть обусловлены присутствием горизонтальных неоднородностей. В способе исключения аномальных станции из расчетов, нет новизны, поскольку ранее, при простейших ручных способах определения эпицентра землетрясения, исключение влияния горизонтальных скоростных неоднородностей на локализацию очага производилось по характеру распределения многоугольника невязок. Данные, которые не соответствовали некоторому критерию, тогда просто исключались из расчетов. На современном этапе важно включить этот способ в существующую технологию обработки, а данные аномальных станций использовать для локализации скоростных неоднородностей. Фактически речь может идти о восстановлении трехмерного строения среды. При этом исключительное значение имеет выбор априорной модели, удовлетворяющей некоторому набору не аномальных станций, и которая потом будет последовательно дополняться данными о пространственно распределенных скоростных неоднородностях.

Проведенное тестирование обработки в моделях однородной и горизонтально-слоистой модели показало зависимость результата от типа применяемой модели. Часто используемое приближение вертикально-неоднородной среды эффективной однородной моделью также приводит к смещенным оценкам времени в очаге и, соответственно, глубины очага в зависимости от степени неоднородности среды. Показано, что эффективная скорость (найденная по минимуму среднеквадратической величины невязок -rms) завышена по сравнению со средней скоростью и увеличивается с глубиной от 1.5 до 4%. Выявляется связь этого эффекта со смещением оценки времени в очаге. Следовательно, точность определения времени в очаге определяется условием приближения вертикально неоднородной среды однородной моделью. Важным фактом является, что среднеквадратическая величина невязок и точность (смещенность) оценки глубины очага независимы. При любой погрешности определения глубины очага величина невязок может быть очень мала. Аналогичные оценки получены в отношении эмпирического способа подбора слоистой модели, который в последнее время получил широкое распространение при обработке данных локальных сейсмологических сетей [Kissling, 1988; Aldersons et al., 2003 и др.]. Действительно, точность оценки параметров очага и инверсия по данным времен пробега в значительной степени зависят от выбора стартовой модели. Но, как показали результаты численного моделирования, изменение параметров вертикально-неоднородной среды также не проявляется в среднеквадратической величине невязок. Таким образом, слабая «чувствительность» среднеквадратической величины (rms) к скоростным вариациям модели ставит под сомнение приемлемость процедуры подбора скоростной модели на базе минимизации по величине rms. Тем не менее, косвенная верификация (проверка) используемой скоростной модели возможна при обработке экспериментальных данных. Рассчитанные задержки времени пробега до станции «Степной Дворец» (Std), расположенной в центральной части Селенгинской депрессии, удовлетворительно согласуются с оценками мощности осадочных отложений полученными по данным работ [Теп Brink, Taylor, 2002; Суворов, Мишенъкина, 2005].

Более 90% из выборки землетрясений дельты Селенги и Среднего Байкала с Кр>7.5 сосредоточено в диапазоне 9-21 км, при максимуме количества событий на глубинах 15-18 км. В сравнении со сводными данными по региону [Голенецкий, 1990], где 70% очагов был сосредоточено в сейсмоактивном слое 3-20 км, наблюдается более компактное расположение гипоцентров в земной коре.

Как показало сравнение расчетов в однородной и неоднородной среде использование эффективных оценок скоростного разреза, приводит к значительному рассеянию глубин очагов, часто с заглублением гипоцентра. Это свидетельствует о значительно большей ошибке определения параметров очага землетрясения, чем это получается из стандартного эллипса ошибок, рассчитанного по невязкам времен пробега. Или более правильно говорить о смещённости оценок глубины гипоцентра при формально высокой точности результата. Различие между расчетами в однородной модели и вертикально-неоднородной модели, заключается в том, что часто однородная модель эффективно более точно аппроксимирует реальный скоростной разрез, чем менее обоснованная слоистая модель. Таким образом, можно утверждать, что региональные оценки мощности и положения сейсмоактивного слоя, полученные с учетом осредненных годографов и средних скоростей в земной коре [.Голенецкий, Кругляков, Перевалова, 1978] являются несмещенными, при достаточно большой ошибке (±9 км) [Голенецкий, 1990]. Полученные нами оценки глубины очагов, также являются несмещенными (с учетом проведенных модельных экспериментов), при ошибке ±1,5 км (не более ±3 км), что позволяет на наш взгляд, более обоснованно, исследовать внутреннюю структуру глубинного распределения очагов. Диапазон глубин очагов, в общем, согласуется с последними данными [Гилева и др., 2000; Радзиминович, 2002], где, как и в нашей работе, применены аналогичные (нашей работе) программы локализации гипоцентров. Отличительной особенностью полученных нами данных является использование профиля ГСЗ, проходящего через исследуемую область и учет только прямых волн Pg с исключением аномальных наблюдений. Разнообразие данных о глубине очагов землетрясений в целом по Байкальской рифтовой зоне может свидетельствовать о неоднородном распределении скоростных характеристик земной коры, значительно изменяющихся по латерали. У нас нет достаточных оснований доверять данным о глубине очагов, полученным в однородной модели, являющейся слишком грубым приближением. Численное моделирование показывает значительное уменьшение мощности сейсмоактивного слоя при использовании достаточно обоснованной скоростной модели земной коры. Но и в этом случае недоучет локальных скоростных неоднородностей может привести к заметным погрешностям в глубине очагов (положение эпицентров можно отнести к достаточно надежно определяемым параметрам). Дополнительная информация в виде прямой поперечной волны, которая часто используется, также не гарантирует надежное получение результата, поскольку требуется введение дополнительных ограничений. Например, это ч может быть условие на постоянство отношения скоростей поперечных и продольных волн (v/vs = const), величина которого, как показывают данные ГСЗ, может значительно изменяться с глубиной и по латерали. Следовательно, привлечение дополнительной информации сопровождается новыми неизвестными параметрами, что не обязательно приведет к повышению надежности локализации очагов.

118

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата геолого-минералогических наук, Тубанов, Цырен Алексеевич, Улан-Удэ

1. Аки К., Ричарде П. Количественная сейсмология: Теория и методы, т. 2, М., Мир, 1983, 360 с.

2. Ангараканский рой землетрясений в Байкальской рифтовой зоне (под ред. Павлова О.В.). Новосибирск, Наука, 1987, 80 с.

3. Аниканова Г.В., Боровик Н.С. Новые данные о глубинах очагов землетрясений Прибайкалья // Геология и геофизика, 1981, № 2, с. 157-161.

4. Арефьев С.С. Эпицентральные сейсмологические исследования. М., Академкнига, 2003, 375 с.

5. Беличенко В.Г., Бутов Ю.П., Добрецов H.JI. и др. Геология и метаморфизм Восточного Саяна. Новосибирск, Наука, 1982, 192 с.

6. Боровик Н.С., Аниканова Г.В. Некоторые результаты интерпретации детальных сейсмологических наблюдений в Северо-Муйском районе Байкальской сейсмической зоны // Геология и геофизика, 1982, № 9, с. 122-124.

7. Боровик Н.С. Сейсмический режим по данным региональной и локальной систем наблюдений в Прибайкалье / В сб. Исследования по поискам предвестников землетрясений в Сибири. Новосибирск, Наука, 1988, с. 109-115.

8. Бугаевский Г.Н. Сейсмологические исследования неоднородностей мантии Земли. Киев, Наук, думка, 1978, 184 с.

9. Бурмин В.Ю. Алгоритм определения координат гипоцентров близких землетрясений и скорости распространения сейсмических волн в слое // Вулканология и сейсмология, 1983, № 5, с. 81-90.

10. Вертлиб М.Б. Определение глубины очагов землетрясений групповым способом в некоторых районах Прибайкалья / В кн.:Сейсмические исследования в Восточной Сибири. М., Наука, 1981, с.82-88.

11. Вертлиб М.Б. Особенности гипоцентрального поля Кодарской последовательности землетрясений 1970 г. // Геология и геофизика, 1993, т. 34, №72, с. 147-152.

12. Вертлиб М.Б. Гипоцентрия и механизм землетрясений в связи с геодинамикой северо-востока Байкальской зоны // Геология и геофизика, 1997, т. 38, №8, с. 1376-1385.

13. Геология и сейсмичность зоны БАМ (Голенецкий С.И., Кочетков В.М., Солоненко А.В. и др.). Новосибирск, Наука, 1985, 190 с.

14. Гилева Н.А., Мельникова В.И., Радзиминович Н.А. и др. Локализация землетрясений и средние характеристики земной коры в некоторых районах Прибайкалья //Геология и геофизика, 2000, т. 41, № 5, с. 629-636.

15. Голенецкий С.И. и др. Землетрясения Прибайкалья / В кн. Землетрясения в СССР в 1969 г. М., Наука, 1973, с. 106-121.

16. Голенецкий С.И. и др. Обзор сейсмичности Прибайкалья за 1968 г. / В кн. Землетрясения в СССР в 1968 г. М., Наука, 1972, с. 107-123.

17. Голенецкий С.И. и др. Землетрясения Прибайкалья / В кн. Землетрясения в СССР в 1969 г. М., Наука, 1973, с. 106-121.

18. Голенецкий С.И. Структура эпицентрального поля землетрясений Прибайкалья и Забайкалья // Физика Земли, 1976, № 1, с. 85-94.

19. Голенецкий С.И. Анализ эпицентрального поля. Сейсмическая активность. Глубины очагов землетрясений Прибайкалья / В кн.: Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические основы. Новосибирск, Наука, 1977, с. 163-184.

20. Голенецкий С.И. Сейсмичность Прибайкалья — история изучения и некоторые итоги / В сб. Сейсмичность и сейсмогеология Восточной Сибири, М., Наука, 1977, с. 3-42.

21. Голенецкий С.И., Кругляков М.И., Перевалова Г.И. Годографы сейсмических волн землетрясений Прибайкалья / В сб. Сейсмичность и глубинное строение Прибайкалья, Новосибирск, Наука, 1978, с. 30-52.

22. Голенецкий С.И., Перевалова Г.И. Способы определения на ЭВМ гипоцентров землетрясений по наблюдениям локальной сети сейсмическихстанций (в условиях ограниченного числа их в Байкальской зоне) / В сб.

23. Исследования по поискам предвестников землетрясений в Сибири. Новосибирск, Наука, 1988, с. 87-99.

24. Голенецкий С.И. Проблема изучения сейсмичности Байкальского рифта / В кн.: Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск, Наука, 1990, с. 228-235.

25. Гольдин С.В., Дядьков П.Г., Дашевский Ю.А. Стратегия прогноза землетрясений на Южно-Байкальском геодинамическом полигоне // Геология и геофизика, 2001, т. 42, № Ю, с. 1484-1496.

26. Гольдин С.В., Суворов В.Д, Макаров П.В., Стефанов Ю.П. Структура и напряженно-деформированное состояние литосферы Байкальской рифтовой зоны в модели гравитационной неустойчивости // Геология и геофизика, 2006, т. 47, № 10, с. 1094-1105.

27. Гольдин С.В. Дилатансия, переупаковка и землетрясения // Физика Земли, 2004, № 10, с. 37-54.

28. Гусев А.А. Определение гипоцентров близких землетрясений Камчатки на ЭВМ //Вулканология и сейсмология, 1979, № 1, с. 74-81.

29. Данциг Л.Г., Дергачев А.А. Особенности характеристик очагов слабых землетрясений Прибайкалья / В сб. Сейсмичность Байкальского рифта: прогностические аспекты. Новосибирск, Наука, 1990, с. 17-22.

30. Детальные сейсмические исследования литосферы на Р- и S-волнах / Крылов С.В., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р. и др. Новосибирск, Наука, 1993, 199 е. Новосибирск, Наука, 1993, 199 с.

31. Дорбат Л.,Арефьев С.С., Борисов Б.А. Глубинная структура сейсмичности Спитакской зоны // Физика Земли, 1994, № 7-8. с. 42—52.

32. Еманов А.А., Лескова Е.В. Структурные особенности афтершокового процесса Чуйского (Горный Алтай) землетрясения // Геология и геофизика, 2005, т.46, № 10, с. 1065-1072.

33. Землетрясения в СССР. М., Изд-во АН СССР, 1961, 409 с.

34. Землетрясения в СССР. М., Наука, 1988, 359 с.

35. Зоненшайн Л.П., Гольмшток А .Я., Хатчинсон Д. Структура Байкальского рифта // Геотектоника, 1992, № 5, с. 63-77.

36. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Логачев Н.А. и др. Палеогеодинамика Центральной Азии / В сб. Литосфера Центральной Азии. Под ред. Логачева Н.А. Новосибирск, Наука, 1996, с. 9-16.

37. Инструкция о порядке производства и обработки наблюдений на сейсмических станциях Единой системы сейсмических наблюдений СССР. М., Наука, 1982, 273 с.

38. Интерпретация данных сейсморазведки. М., Недра, 1990, 448 с.

39. Крылов С.В., Селезнев B.C., Соловьев В.М. и др. Изучение Байкальской рифтовой впадины методом сейсмической томографии на преломленных волнах // Докл. РАН, 1995, т. 345, № 5, с. 674-677.

40. Кабанник А.В. Сейсмическая томография афтершоковой зоны Чуйского землетрясения // сб. докладов Междунар. науч. конф. посвящ. 90—летию акад. Н. Н. Пузырева. Новосибирск, изд-во СО РАН, 2004. с. 450^156.

41. Комплексные сейсмологические и геофизические исследования Камчатки. Петропавловск-Камчатский, 2004, 445 с.

42. Кочетков В.М., Н.С. Боровик, Л.Р. Леонтьева, Н.А. Гилева. Детальный анализ сейсмического поля Прибайкалья / В сб. Сейсмичность и сейсмогеология Восточной Сибири, М., Наука, 1977, с. 62-73.

43. Кочетков В.М. О состоянии и перспективах развития работ по созданию научных основ прогноза землетрясений / В сб. Исследования по поискам предвестников землетрясений в Сибири. Новосибирск, Наука, 1988, с. 3-8.

44. Крылов С.В. О глубинах байкальских землетрясений и сейсмоконтролирующих факторах // Геология и геофизика, 1980, № 5, с. 83-97.

45. Леви К.Г. Неотектонические движения земной коры в сейсмоактивных зонах литосферы: Тектонофизический анализ. Новосибирск, Наука, 1991, 166 с.

46. Леви К.Г., Бабушкин С.М., Бадардинов А.А. и др. Активная тектоника Байкала//Геология и геофизика, 1995, т. 36, № 10, с. 154-163.

47. Логачев Н.А. Осадочные и вулканогенные формации Байкальской рифтовой зоны / В сб. Байкальский рифт, М., Наука, 1968, 183 с.

48. Логачев Н.А. Об историческом ядре Байкальской рифтовой зоны // Докл. РАН, 2001, т. 376, № 4, с. 510-513.

49. Логачев Н.А. История и геодинамика Байкальского рифта // Геология и геофизика, 2003, т. 44, № 5, с. 391-406.

50. Мельников Ю.Ю. Пакет программ для определения координат гипоцентров землетрясений Камчатки на ЭВМ // Вулканология и сейсмология, 1990, №5, с. 103-112.

51. Мельникова В.И., Гилева Н.А., Масальский O.K. Краткая характеристика сейсмичности Байкальской рифтовой зоны / Мат-лы межд. конф. "Проблемы сейсмологии Ill-тысячелетия". Новосибирск, изд-во СО РАН, 2003, с. 232-238.

52. Мельникова В.И., Гилева Н.А., Масальский O.K. Прибайкалье и Забайкалье / В сб. Землетрясения Северной Евразии 2002. Обнинск, ГС РАН, 2008, с. 185-195.

53. Мишарина Л.А., Солоненко А.В. Влияние блоковой делимости земной коры на распределение сейсмичности в Байкальской рифтовой зоне / В сб.

54. Сейсмичность Байкальского рифта: прогностические аспекты. Новосибирск, Наука, 1990, с. 70-78.

55. Недра Байкала (по сейсмическим данным) / Крылов С.В., Мандельбаум М.М., Мишенькин Б.П. и др. Новосибирск, Наука, 1981, 105 с.

56. Нефедьев М.А. Сейсмоактивная тектоника Усть-Селенгинской депрессии по геолого-геофизическим данным / Труды 6 Российско-Монгольской конференции по астрономии и геофизике. Иркутск, 2006, с. 84-91.

57. Нолет Г. Распространение сейсмических волн и сейсмическая томография // в кн. Сейсмическая томография. С приложениями в глобальной сейсмологии и разведочной геофизике: Пер. с англ. / М., Мир, 1990, с. 9-33.

58. Попандопуло Г.А. Метод одновременного определения координат гипоцентров землетрясений и скоростей сейсмических волн / В кн. Экспериментальная сейсмология, М., Наука, 1983, с. 109—117.

59. Потапов В.А., Иванов Ф.И., Дискретные и непрерывные модели в сейсмологии. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2005. 196 с.

60. Пузырев Н.Н. Интерпретация данных сейсморазведки методом отраженных волн. М., ГОСТОПТЕХИЗДАТ, 1959, 451 с.

61. Пузырев Н.Н. Методы и объекты сейсмических исследований. Введение в общую сейсмологию. Новосибирск, изд-во СО РАН, ОИГГМ, 1997, 301 с.

62. Радзиминович Н.А. Современное разломообразование в земной коре Южно-Байкальской впадины (по сейсмологическим данным). Дисс. канд. г.-м.н., Иркутск, 2002, 125 с.

63. Радзиминович Н.А., Балышев С.О., Голубев В.А. . Глубина гипоцентров землетрясений и прочность земной коры Байкальской рифтовой зоны // Геология и геофизика, 2003, т. 44, № и, с. 1216-1225.

64. Разломобразование в литосфере. Зоны растяжения / С.И. Шерман, К.Ж. Семинский, С.А. Борняков и др. Новосибирск, Наука, 1992, 228 с.

65. Разломы и сейсмичность Северо-Муйского геодинамического полигона // Саньков В.А., Днепровский Ю.И., Коваленко С.Н. и др. Новосибирск, Наука, 1991, 111 с.

66. Резанов И.Н. Кайнозойские отложения и морфоструктура Восточного Прибайкалья. Новосибирск, Наука, 1988, 127 с.

67. Ружич В.В., Семенов P.M. ,Мельникова В.И. и др. Геодинамическая обстановка в районе Южно-Байкальского землетрясения 25.02.1999 года и его характеристика // Геология и геофизика, 2002, т. 43, № 5, с. 470-483.

68. Сабитова Т.М. Адамова А.А. Сейсмотомографические исследования земной коры Тянь-Шаня // Геология и геофизика, 2001, т. 42, № 10, с. 1543— 1553.

69. Сейсмическое районирование Восточной Сибири и его геолого-геофизические основы / Под ред. Солоненко В.П. Новосибирск, Наука, 1977, 303 с.

70. Сейсмогеология и детальное сейсмическое районирование Прибайкалья / Под ред. Солоненко В.П. Новосибирск, Наука, 1981, 168 с.

71. Семибаламут В.М., Рыбушкин А.Ю. Комплекс автономных регистраторов сейсмических сигналов высокого разрешения / Мат—лы межд. конф. "Проблемы сейсмологии Ill-тысячелетия". Новосибирск, изд-во СО РАН, 2003, с. 420^428.

72. Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. М., Наука, 2003, 270 с.

73. Соболев Г.А., Пономарев А.В. Физика землетрясений и предвестники. М., Наука, 2003, 270 с.

74. Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных / Материалы международной сейсмологической школы. Обнинск. ГС СО РАН, 2006, 162 с.

75. Солоненко Н.В., Солоненко А.В. Афтершоковые последовательности и рои землетрясений в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск, Наука, 1987, 94 с.

76. Суворов В.Д., Мишенькина З.Р. Структура осадочных отложений и фундамента под южной котловиной озера Байкал по данным КМПВ // Геология и геофизика, 2005, т. 46, № 11, с. 1159-1167.

77. Суворов В.Д., Мишенькина З.Р., Петрик Г.В., Шелудько И.Ф. Земная кора и ее изостатическое состояние в Байкальской рифтовой зоне и сопредельных территориях по данным ГСЗ // Геология и геофизика, 1999, т. 40, с. 303-316.

78. Суворов В.Д., Тубанов Ц.А. Распределение очагов землетрясений в земной коре Центрального Байкала (материалы Всероссийского совещания "Современная геодинамика и сейсмичность Центральной Азии" 20—23 сентября 2005 г.). Иркутск, 2005, с. 238.

79. Суворов В. Д., Тубанов Ц.А. Распределение очагов близких землетрясений в земной коре под центральным Байкалом // Геология и геофизика, 2008, т. 49, № 8, с. 805-818.

80. Сун Юншен, Крылов С.В., Ян Баоцзюнь и др. Глубинное сейсмическое зондирование литосферы на международном трансекте Байкал — СевероВосточный Китай // Геология и геофизика, 1996, т. 37, № 2, с. 3-15.

81. Табулевич В.Н., В.А. Потапов, Е.Н. Черных, Н.Н. Дреннова. О своеобразном проявлении форшок-афтершокового режима в Байкальской впадине // Геология и геофизика, 2003, т. 44, № 10, с. 1080-1087.

82. Татьков Г.И., Резанов И.Н., Нефедьев М.А. и др. Особенности неотектонической структуры и сейсмичности Усть-Селенгинской впадины // Байкал природная лаборатория для исследований окружающей среды и климата. ЛИСНА, Иркутск, 1994, с. 46-56.

83. Татьков Г.И. Тубанов Ц.А. Опыт сейсмологического мониторинга в близреальном времени Южнобайкальского землетрясения 1999 года // Материалы третьих геофизических чтений им. В.В. Федынского. М., ГЕОН, 2001а. с. 187-195.

84. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Чебаков Г.И., Урбан Н.А., Тол очко В.В. Мониторинг изменений напряженного состояния очаговой зоны землетрясения 10 октября 2001 года в районе залива Провал // Проблемы региональной геофизики, Новосибирск, 20016, с. 119-120.

85. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А. Развитие сейсмического процесса и мониторинг в близреальном времени зоны Южнобайкальского землетрясения 1999 года // Вестник БГУ, сер. "Геология и география". Улан-Удэ, 2004а, № 3, с. 35-46.

86. Татьков Г.И., Тубанов Ц.А., Чебаков Г.И., Базаров А.Д., Возможности среднесрочного прогноза землетрясений на Южнобайкальском геодинамическом полигоне // Труды V российско-монгольской конференции по астрономии и геофизике. Иркутск, 2005, с. 53-56.

87. Треусов А.В. Совместное определение параметров гипоцентров и трехмерной скоростной модели среды // Изв. АН СССР. Физика Земли, 1988, № 10, с. 15-20.

88. Тубанов Ц.А., Базаров А.Д. Перспективы развития системы активного и пассивного мониторинга в очаговых областях Байкальского рифта // Труды VI российско-монгольской конференции по астрономии и геофизике. Иркутск, 2006, с. 63-67.

89. Уфимцев Г.Ф. Сейсмичность и структура Байкальского рифта // Отечественная геология, 1994, № 1, с. 44—49.

90. Хатчинсон Д.Р., Гольмшток А. Ю., Зоненшайн Л.П. и др. Особенности строения осадочной толщи оз. Байкал по результатам многоканальной сейсмической съемки (1989 г.) // Геология и геофизика, 1993, т.34, № 10-11, с. 25-36.

91. Шерман С.И., Демьянович В.М., Лысак С.В. Сейсмический процесс и современная многоуровневая деструкция литосферы в Байкальской рифтовой зоне // Геология и геофизика, 2004, т. 45, № 12, с. 1458-1470.

92. Шебалин Н.В., Арефьев С.С., Васильев В.Ю., Татевосян Р.Э.От сейсмичности площадей к структуре сейсмичности // Физика земли, 1991, № 9, с. 20-28.

93. Шерман С.И. Деструктивные зоны литосферы как территории потенциальных природно-техногенных катастроф / В сб. Современная геодинамика и опасные природные процессы в Центральной Азии. Иркутск, ИЗК СО РАН ИРГТУ, 2004, с. 47-57.

94. Шерман С.И., Леви К.Г. Трансформные разломы Байкальской рифтовой зоны // Тектоника и сейсмичность континентальных рифтовых зон. М., Наука, 1978, с.3-16.

95. Aki, К., and W. Н. К. Lee, Determination of three-dimensional velocity anomalies under a seismic array using first P arrival times from local earthquakes. I— A homogeneous initial model // Journal of Geophysical Research, 81, 4381—4399296, 1976.

96. Aldersons F., Ben-Abraham Z., Hofstetter A., Kissling E., Al-Yazjeen T. Lower-crustal strength under the Dead Sea basin from local earthquake data and rheological modeling // Earth and Planetary Science Letters, 214 (2003), 129-142.

97. Billings, D.S., Sambridge, M.S., Kennet, B.L. Errors in hypocenter location: picking, model, and magnitude dependence // Bull. Seismol. Soc. Am., 1994, 84, p. 1978-1990.

98. Bondar I.,Myers S., Engdahl R., Bergman E. Epicentre accuracy based on seismic network criteria // Geophysical Journal International, 2004, v. 156, n 3, p. 483^96.

99. Cattaneo M., P. Augliera, G. De Luca et al. The 1997 Umbria-Marche (Italy) earthquake sequence: analysis of the data recorded by the local and temporary networks // Journal of Seismology, 4, 401-414, 2000.

100. Chatelain J.L., S.W.Roecker, D.Hatzfeld, and P.Molnar. Microearthquake seismicity and fault plane solutions in the Hindu Kush region and their tectonic implications // J. Geophys. Res., 1980, 85, p. 1365-1387.

101. Crosson R.S. Crustal structure modeling of earthquake data. 1-Simultaneous least squares estimation of hypocenter and velocity parameters // Journal of Geophysical Research, 81 (17), 3036-3046, 1976.

102. Devershere J.,Houdry F.,Diament M.,Solonenko N.V.,Solonenko A.V. Evidence for a seismogenic upper mantle and lower crust in the Baikal rift // Geophysical research letters, 1991, vol. 18, N 6, p. 1099-1102.

103. Devershere J.,Petit C., Gileva N. et al. Depth distribution of earthquakes in the Baikal rift system and its implications for the rheology of the lithosphere // Geophys. J. Int. 2001, 146, p. 714-430.

104. Engdahl E.R.,Ritzwoller M.H. Crust and upper mantle P— and S—wave delay times at Eurasian seismic stations // Physics of the Earth and Planetary Interiors, 123 (2001), 205-219.

105. Ferretti G., D. Spallarossa, D. Bindi, P. Augliera, M. Cattaneo. Comparison of two "pseudo-bending" raytracers // Physics of the Earth and Planetary Interiors, 123 (2001), 115-126.

106. Francis, T. J. G., Porter, I. T. and Lilwall, R. C. Microearthquakes near the eastern end of St. Paul's Fracture Zone // Geophys. J. Royal Astron. Soc., 1978, 53, p. 201-217.

107. Kissling, E. Geotomography with Local Earthquake Data // Rev. of Geophys., 1988, 26, p. 659-698.

108. Kissling, E., Ellsworth, W.L., Eberhart-Phillips, D., Kradolfer, U. Initial reference models in local earthquake tomography // J. Geophys. Res., 99, p. 1963519646, 1994.

109. Klein, F. W. (1985). HYPOINVERSE, a program for VAX and professional 350 computers to solve the earthquake locations. U.S. Geological Survey Open-File Report, 85-515, 53 pp.

110. Maurer, H. and Kradolfer, U. Hypocentral parameters and velocity estimation in the Western Swiss Alps by simultaneous inversion of P— and S-wave data // Bull. Seismol. Soc. Am., 1996, 86, p. 32-42.

111. Michelini A., Lomax A. The effect of velocity structure errors on double-difference earthquake location // Geophys. Res. Lett., 2004, 31, № 9, pp. L09602/1-L09602/4.

112. New Manual of Seismological Observatory Practice (NMSOP). Editor Peter Bormann. Vol. 1,P. 452.

113. Parolai S., L. Trojani, G. Monachesi et al. Hypocenter location accuracy and seismicity distribution in the Central Apennines (Italy) // Journal of Seismology, 5, 243-261,2001.

114. Petit C., Deverchere J. Velocity structure of the northern Baikal rift, Siberia, from local and regional earthquake travel times // Geophys. Res. Lett., 1995, v. 22, № 13, p. 1677-1680.

115. Pujol, P. An integrated 3D velocity inversion-joint hypocentral determination relocation analysis of events in the Northridge area. // Bull. Seismol. Soc. Am., 1996, 86, S138-S155.

116. Ruzek В., Kvasnika M., Differential evolution algorithm in the earthquake hypocenter location//Pure appl. geophys., 158 (2001), p. 667-693.

117. Sambridge M.S., B.L.N. Kennet. Seismic Event Location: Nonlinear Inversion Using a Neighbourhood Algorithm // Pure appl. geophys., 158 (2001), p. 241-257.

118. Schaff D.3. et al. High-resolution image of Calaveras Fault seismicity // J. Geophys. Res., 2002, v. 107, № В 9. p. 2186.

119. Scholz, C. A., and D. H. Hutchinson. Stratigraphic and structural evolution of the Selenga Delta accommodation zone, Lake Baikal rift, Siberia // Int. J. Earth Sci., 89,212-228,2000.

120. Solonenko A.V., Solonenko NTV, Melnikova V.I. et al. The analysis of the spatial-temporal structure of seismicity of the Baikal rift zone // Earthquake hazard and risk. Kluwer Academic Publishers, 1996, p. 49-62.

121. Spallarossa D., G. Ferretti, P. Augliera,D. Bindi, M. Cattaneo. Reliability of earthquake location procedures in heterogeneous areas: synthetic tests in the South Western Alps, Italy // Physics of the Earth and Planetary Interiors, 123 (2001), 247266.

122. Suvorov V.D., Mishenkina Z.R., Petrick G.V., Sheludko I.F., Seleznev V.S., Solovyev V.M. Structure of the crust in Baikal rift zone and adjacent areas from Deep Seismic Sounding data // Tecnonophysics, 2002, v. 354. p. 61-74.

123. Ten Brink U.S. and Taylor M.H. Crustal structure of central Lake Baikal: Insights into intracontinental rifting // J. Geophys. Res., 2002, v. 107, № B7, p. 2-1 -2-15.

124. Thurber, С. H. Earthquake Locations and Three-dimensional Crustal Structure in the Coyote Lake Area, Central California // J. Geophys. Res., 88, 1983, p. 82268236.

125. User's Guide to HYPOINVERSE-2000, a Fortran Program to Solve for Earthquake Locations and Magnitudes. 5/19/2000 by Fred W. Klein, U. S. Geological Survey, Open File Report, Version 0.99.

126. VELEST USER'S GUIDE. Short Introduction. Institute of Geophysics and Swiss Seismological Service, Zurich, Switzerland, 1993, 25 p.

127. Waldhauser F. and W.L. Ellsworth. A double-difference earthquake location algorithm: Method and application to the northern Hayward fault // Bull. Seism. Soc. Am., 2000, 90, 1353-1368.

128. Waldhauser F., Ellsworth W. L., Schaff D.P. and Cole A. Streaks, multiplets, and holes: High-resolution spatio-temporal behavior of Parkfield seismicity // Geophysical research letters, 2004, vol. 31, p. L18608.

Информация о работе

Тубанов, Цырен Алексеевич
кандидата геолого-минералогических наук
Улан-Удэ, 2009
ВАК 25.00.10

Диссертация

Глубина очагов землетрясений в области Центрального Байкала по данным локальной системы наблюдений - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы