Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Горизонтальные неоднородности литосферы Азии по данным дисперсии поверхностных волн Рэлея

ВАК РФ 04.00.22, Геофизика

Автореферат диссертации по теме "Горизонтальные неоднородности литосферы Азии по данным дисперсии поверхностных волн Рэлея"

АКАДЕМИЯ НАУК РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ОСЛОПА ЛЕНИНА ОБЪЕДИНЁННЫЙ ИНСТИТУТ Г Б чОШиКИ ЗЕМЛИ им. О.К). ШМИДТА

На правах рукописи УДК 550.34

Кожевников Владимир Михайлович

I ОРП'ЮНТАЛЬНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ ЛИТОСФЕРЫ А ¡¡111 ПОДАННЫМ ДИСПЕРСИИ ПОВЕРХНОСТНЫХ волн РЭЛЕЯ.

04.00.22 - Геофизика

А В ТОР ЕФ Е Р А Т

диссертации на соискание ученой степени кандидата физико-математических наук

Москва - 1994

дополнена в Институте земной коры СО РАН

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических наук, профессор Ю.А.Зорин

Официальные оппоненты: доктор физико-математических наук, профессор Л.ГТ.Винник кандидат физико-математических наук Б.Г.Букчин

Ведущая организация: кафедра физики Земли Московского государственного университета.

Защита диссертации состоится " JS"" ¿¡¿icCc o?fí><£ 1994 г. £ часов на заседании Специализированного Coserá К 002.0: при Ордена Ленина Объединенном институте физики Земли О.Ю. Шмидта по адресу: 123810, Москва, Д-242, Б.Грузинская

С д: .сссртацисй можно ознакомиться в библиотеке ОИФЗ Vi

Автореферат разослан". 0{» Mb&ffU^ 1994 г.

Ученый секретарь Специализированного

Совета, кандидат физико-математических

наук А.Д.Завьялов

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА 1-ЛБОТЫ.

Актуальность темы. Прогресс, достигнуты!! в последние десятилегия в .иученни тектонических явлений, имеющих место на границах крупных лзггосферныя пял г, очевиден. Установление закономерностей в переметишь плит (в ¡¡х кинематике) и изучение глубинного сгроения литосферы в • т;сгетзб;к земного шара и, особенно, на грашщах литосферных плит, к построят» вполне удовлетворительных динамические моделей. Однако природа многих внутрнплптовьг; явлений остается еще а .¡нз'яггелыюй степени неясной. Это относится, в частности, к Азиатскому контннгнту, где в позднем кайнозое широко проявились процесс!,; г> ~-'хк5ра?опш1Ия и рафтогенеэа. Некоторые исследователи полагают, что указанны? процессы связана с коллизией Индостана с Азией. Деформации лчтосферы Азия рассматриваются при этом либо как кзазипласгичгские, обусловленные: 'вдавливанием" Индостана (Мо1паг, Тарропшег, 1975), либо результат ваянного перемещений жестких микроплиг, на которые разкгляегся Аи*-. (21оп»>сЬа!п, ЗаУ0511П,1981). Другие автора!, не отрицая •гтгоие когш'нентальйой коллизии на новейшую тектонику Алл.', считают, "тс птчкпоК- образования Байкальского рифта •< горнкч

Ю^'.сЛ С:;и;;рк и За^чдной Монголии гр;;ло: = /чгыгсЯхош..'!*:;-'лг'рс- г дктосфйру. к'яшнррсззнисе почг.и-ннс-.? горячего ч чпг.-пт е^етнн ;г;>„ 1?й8;2спае1а1., 5030). -::Ч";:еш'ло этих спорных вопросоз может ног очи увеличение сум;;!.? нашнг, с ¡глуонкном строзтго лнтс-еферь: А?чатсксго континента н, ь •гет^стл, о г>дс*1ред«кшга гортснтдяьньк сгсороспапс неодноролкогтег"! а его корз к ю.ггви.

Цель рааэш. Целью настоящей работы является исследование горизонтальных иеодноредносчей строения литосферы на Азиатско:.; коитикеяге методом пс-оерлностных соля. В рамках этих исследований были поставлены следующие задачи:

I. Выбор и обработка записей поверхностных вол я методом снектралыгз-•.^еглекюгс анализа с целы» получения дисперсионных кривых групповых скоростей волн Рэиея вдоль сейсмических трасс эшшентр-сгашшя. ?„ Определенно там, где позволяет расстановка регистрирующей аппаратуры, межстанцнонных фа;звмх скоростей аолн Рапек. 3. Построение карт распределения групповых скоростей основной моды волн Рзлея в пределах области исследования на Азиатском континенте с недель

зованием -.^одг: поверхностноволновоп томографии (метол Бэйкуса-Гильберта).

4. Вычисление с использованием метода регионализации дисперсионных кривых групповых скоростей волн Рэлея для крупных тектонических регионов Азиатского континента.

5. Построение пугем обращения полученных дисперсионных кривы?, групповых п фазовых скоростей воли Рэлея моделей распределен!« поперечных сейсмических вопи в коре и мантии отдельных тектонически? регионов Азиатского континента.

Научна» новчзна. В работе на основе анализа записей поверхностны) волн Рэлея были получены дисперсионные кривые основной моды эти? волн для белее чем 210 пересекающих в разных направлениях Азиат скш континент сейсмических трасс. При этом, в основном, были использоваиь материалы сейсмических сганцп ч Сибири (13сганций) и Дальнего Востоке (i станция). Этой выборки данных оказалось достаточно для прнмененш современных методов интерпретации, таких как метод поверхностно волновой томографии, основанный на формализме Бэнкуса-Гильберта, дл: картирования скоростей поверхностных волн, и метод регионализации позволивший охарактеризовать дисперсию групповых скоростей основно! моды волн Рэлея в девяти крупных тектонических регионах Азиатскоп континента.

Для тех регионов, где позволяла расстановка сейсмических станций (южная окраина Сибирской платформы, Запад/гая Монголия и Байкальска рифтовая зона), были получены дисперсионные кривые межстакциошнл фазовых скоростей основной моды волн Рэлея. Для Сибирской платформ; удалось получить групповые скорости основной и двух высших мод эти волн вдоль чисто платформенных сейсмических трасс.

С помощью метода Бэйкуса-Гильберта были построены карты рас предел ения групповых скоростей волн Рэлея на периодах от 10 до 60 с, шагом по периоду 10 с. На основе анализа этих карт выявлены наиболе крупные горизонтальные неоднородности строения литосферы до . глубин! порядка 100-120 км.

Путем обращения полученных методом регионализации дисперсиокны кривых групповых скоростей основной моды волн Рэлея (интервал периода от 10 до 80 с), a также дисперсионных кривых межстанционных фазовы скоростей и упомянутых ранее пупповых скоростей основной и двух высши мод этих волн получены модели распределения скорости волн S в коре мантии некоторых тектонических peí ионов Азиатского континента. Н

■¿-нозе лих кздепей была оценена средняя толщина коры в исследуемых регионах, а для некоторых из них удалось оценить также и толщину литосферы.

Результаты настоящей работы позволили получить представление о ¡определении горизонтальных неоднородпостей в литосфере обширной » !сш г' Азиатском континенте, включающей в себя такие тектонические с .мктурч. как стабильные континентальные платформы па севере и юго-ас-л оке континента, тектонически активные области интенсивного х-рообразованкя южной Сибири, Западной Монголии, Южного Китая и Средней Азии, область умеренного горообразования. Байкальскую рнфто-э^.д зону н бассейны окраинных морей. Модели строения литосферы, подученные при обращения дисперсионных кривых групповых и фазовых скоростей води Рэлея, были использованы, наряду с данными других геофизических методов, при построении карты толщины литосфгрьт Монголо-Сибирской горней страт»: (Зорин и др., ¡990). Кроме дтого, был использован другой подход к интерпретации данных поперхносшых кош: нибор карт, построенных методом Бэйкуса-Гильберта, использовал для оскоиструкнии дисперсионных кривых групповых скоростей а правильной геометрической сетки. Обращение этих кридых было ьшпочлшо с оп.-ччичгннями на гпачсии* толщины коры, ог\енгм;:ые по данным других геофизических методов (преимущественно ГСП), что позволило ноиучить более сбъгктюную информацию о распределении скоростных итдоо-родносгсй в кора к а верхней иактии Азиатского континента. Полугсгтыс результаты чогут быть яспольаованы яри логгроешн геодиг 'Мическц моделей р. смысле уточнения природы новейших тектонических впутри-лантинентальиых зон.

В работе были использованы сейсмограммные материалы сети сейсмических станций Прибайкалья, Алгае-Саянской группы, двух станций (Норильск и Тикск) Арктической сети йодной сейсмической станции (Ю-Сахалинск) на Дальнем Востоке,-

Обработка исходного материала осуществлялась с помощью программа спектрально-временного анализа сейсмических колебаний, разработанной в ПФЗ РАН проф. А.Л.Левшиным.

Картирование групповых скоростей выполнено совместно с сотрудниками С.-Пеггербургского гос. университета проф. Т.Б.Яновской и к.ф.-м.н. Л.М.Антоновой. При вычислениях использовались программа, алгоритм которой основан на методике Бэйкуса-Гильберта. Автор ппограчмы - к ф,-м.н. П.Г.Дитмар, научный руководитель - проф. Т.В.Яновская.

Построй, i региональных дисперсионных кривых групповык скоростей выполнено совместно с сотрудником ОМЭ ИФЗ РАН х.ф.-м.н. МП.Бурминым с помощью рпзраСют.иного им под руководством проф. А.Л.Л^вшина па::ета программ.

Модели распределения скорости понеречных сейсмических волн в литосфере пселецус :ых регионом строилнс» путем решения прямой и обратной задачи. При обращении дисперсионных кривых речением прямой задачи (дисперсионные кривые групповой скорости основной и двух высших мод волн Рэлег для Сибирской платформы, а также дисперсионные кривые чехстанииокных фазовых скоростей) использовались профаммы, разработанные в ИФЗ РАК. Построение моделей, удовлетворяющих региональным дисперсионным кривым, было выполнено с помощью программы обращения, разработанной в Международном институте теории прогноза землетрясении и мат<.латической геофизики РАН к. ф.-м. и. Д.Р.Локштаковым пуд руководством проф А.Л.Лесчшна п д. ф.-м. н. З.Ф.Писаренко

Апробация работы. Осноьные результаты диссертации докладывались на семинарах лаборатории теории волновых полей Международного института теории прогноза землетрясений и математической геофизики РАК, на заседании Коордчнлциончого совета по развитию исследований в области сейсмолочш и созданию основ теории прогноза землетрясений при Президиуме СО РАН и Геофизической секции Объединенного ученого сове-га наук о Земле СО РАН (1986 г., г. Иркутск), на Международном симпозиуме "Бнутриксн^н.чйнтальные горные области; гее логические « геофизические аспекты" (1987 г., г. Иркутск), на заседаниях школы-семинара "Геологс-геофизичеекче ч с след >вания в сейсмоактивных зочах СССР" (1987 г., г, Фрунзе), па совещании рабочей группы МСССС по поверхностным волнам (1988 г., г. Феодосия), на заседаниях международной школы-семинара "Интерпретация поверхностных сейгмиъеских.волн" (1989 г., г. Тбилиси), на V Всесоюзном симпозиуме по вычислительной томографии (1991 г., г.Москва).

Публикации. Основные результаты • диссертации предегавлены а 14 публикациях.

Обьем работы. Диссертационная работа состоит из введения, че ырех глав и заключения. Ее объем соста. ,яег 120 страниц . маш: нописного текста и сопровождается 2 таблицами, 26 рисунками, списком литературы из 174 наименовании и приложение • на 86 страницах.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ.

Ве введении сформулирована цель выполнением работы ч дана ее ебщая характеристика.

Первая глава содержит краткое описание области исследования, ее оби;ую геологическую характериешку и современные сведенья о строеккм керн и аерхней мангии Азиатского конгиненга.

Вторая глава посвящена методике обработки данных ло поверхностным вотпам Рэлея. В ireß дана краткая характеристика регистрирующем аппаратуры, а также описание методоз вычисления грулповы< и фазолып скоростей поверхностных волн.

Для вычисления групповых скоростей волк Рэлея были выбраны участки записей этих волн на сейсмограммах от 90 корочнх землетр"сеты, Выбор землетрясений был обусловлен положением их ялииекгров м качеством записи поверхностных соли на сейсмограммах. осевибрннные землетрясения располагались в пределах или вблизи границ области исследования фис.1) таким образом, чтобы сейсмические трассы эшщеичр-станнпя пралтнчеек» полностью попадали в ее пределы. При этом следует отметать, что в пасгсшцгт работе использовались записи поверхностных волн лгттатурон типа СД-1, СКД, Пресса-ГОинга .(сейсмическая станция Ю.-Сахалинск) и, в редких случаях (при вычислении межстанционных фазовых скоростей для горных регионов Западной Монголии), CK. положение регистрируют»« станций, материалы которых использовались ь данной рчботе, также показано на pjrc.l.

Вычисление групповых скоростей осуществляй ось по методике спектрально-временного анализа (Левшин, 1973; группа и др.. 197-1). Сущность этой методики заключается в том, что одномерно^ представление анализируемого сигнала, заданного во временной обчасги или в области частот, путем многократной фильтрации заменяете* дпумернь.ч спектрально-временным представлением:

¡со tü - <0j

G(t,o>) = — J F(m) H(--) e s®t j«,, (2.!)

л 0 fOj

CO - (rtj

где t-время, ю-текущая угловая частота, Н(--) - частотная х;.:р;ил,?-

aJ

ристика у„.ч0П0Л0СН0ГС фильтра с центральной таетогой oj, F(co) -спектр исследуемою сигнала. Правая часть выражения (2.1) представляет собой обратное преобразогл..и!С Фурье отфильтрованного сигнала, и этом случае |G(t,o>)| и arg[G(t,oi)] соотг.етстзекно являются его огибающей и фазой (Dziev.onski е; а!., 1969; Баг, '9S0).

В используемом г настоящей тзабсте алгоритме спектрально-Еременного анализа (СВАЯ) частотные характеристики узкополосных Фильтров представляют собой набор гауссовых функции:

СО - ',)= ® " ®j

Н(---) = exp[-a(---)]2, (2.2)

где а - параметр, определяющий разрешающую способность фильтра, а> -текущая и coj - заданная (центральная) частоты. Анализ результатов фильтрации (диаграммы СБАН - |G(t,«)i ) позволяет получить дисперсионные кривые одной или нескольких мод групповых скоростей, а также времена запаздывания соогветгтвутощих им фат поверхностных волн.

В работе спектрально-временной анализ записей поверхностных волн осуществлялся на ЭВМ с помощью программы, разработанной а ИФЗ РАН. Предг рительиая подготовка исходных данных за. лючалаеь в оцифровке выбранных доя анализа участков записей. Шаг оцифровки (50 при этом выбирался таким, чтобы на минимальный из видимых периодов колебаний приходилось не менее пяти отсчетов амплитуд. Обычно, а зависимости от частотно) о состава сигнала, 6t задавался равным 0.2, 0.4, 0.8 или 1.6 с. редко -3.2 с.

В результате был получен набор дисперсионных кривых групповых скоростей основной моды воли Рзлея в пределах диапазона периодов от 10 до 60-100 с для 210 сейсмических трасс, пересекающих в разных направлениях Азиатский континент. Затем, с помощью процедуры интерполяции кубическими сплайнами, для каждой из этих кричых были рассчитаны групповые скорости, которые соответствовали единым для всей совокупности данных значениям периодов, начиная с Т= 10 с и с шагом по период;, 5 с.

Фатовые скорости волн Р^чея определялись только для участков сейсмических трасс между нарами регистрнрую.'цил станций- Для их вычислен». . использовались только те землетрясения, эпицентры которых нахо; лись вблизи дуги большого туга; проходящей через выбрэннутг пару станции. В этом случае, дая одного и того же землетрясения, используя

Г'псЛ. Положение зп1ш-»*!пру1> к.спо^илусмых г. рабоь-" :;<;••.í.'iü¡;c.?h"íí и renterpKpyiOHuix craiumfi í ! - сейсмические станции, 2 - энимиггрм зезедегря-сений, 3 - границы оолаетп нсседспанни).

процедуру ^ВАН, по записям поверхностных волн на первой и второй сейсмических станциях вычислялись arg[G;(tj, toj)] и argJC^ib, «j )], соот-вегствующие заданной часто, е колебаний o>j одной и Toii же моды эти а волн. Тогда соответствующая этой частоте фазовая скорость может быть вычислена по формуле:

Wj(A2-Ai)

C(<oj)=--------------------(2.3)

-1,) + Drg[G2(ti, - arg[Gi(t), wj)] ± 2tN

где A[ и A2 - эницентрачьные расстоя:и!я, ц и t2 - групповые времена, соответственно дая 1-й и 2-й станций; N - целая константа, определяемая на основе априорной информации.

Для того, чтобы получить представление о возможных ошибках, обусловленных неточностями первично/! обработки (оцифровки) сигналов, а также за счет разнотипности регистрирующей аппаратуры, в работе были получены оценки погрешностей определения групповых скоро« ей методом СВАН. Для этого некоторые записи пов рхностных волн от одних и тех же источников были оцифрованы повторно. Результаты каждой такой оцифровки были подвергнуты спектрально-временному г шшгзу. Полученные при этом дисперсионные кривые групповых скоростей сравнивались между собой, и для них были вычислены относительные ошибки определения.

Величины этих ошибок для дисперсионных кри. ых групповых скоростей, полученных а результате повторной оцифровки записи боли Рэлея одним »> тем же сейсмопрнемш.ком с одним и тем же шагом дискретизации, на интервале периодов 20-90 с изменяются в пределах 0.03-0.30% но отношению к средним значениям скоростей. На периодах 10-15 с и 95-100 с погрешности несколько выше (0.3-0.6%). Средняя относительная ошибка для рассматриваемого случая оказалась близкой к 0.2%. В гом случае, когда сопоставлялись дисперсионные кривые, полученные по записи поверхностных волн Рэлея, оцифрованной дважды, но с разными интервалами дискретизации, соответствующие ошибки для средних частей кривых составлял; 0.10-0.30% при средней для всего интервала периодов величине 0.4%. Аналогич! ле оценки для дисперсионных кривых групповых скоростей вод . Рэлея, полученные при обраГ ггке записей этих t ли от одного из источников, зарегистрированного на одной и той ке сейсмической станции, но разными сенсмо-

|риемннкамк (СКД и СД-1), составляют 0.03- 0.90% при средне:'' величи-ie ~<3.2%.

Исходя ¡¡з приселенных выше онеисч можно заключить, что погрешности зпределення скоростей распространения поверхностных нолн, обусловленные как ошибками первичной обработки анализируемых сигналов, так " использованием записей поверхностных вол-' аппаратурой с существенно рал-ичагашимнся характеристиками. в среднем кс превышают 0.5%.

В третьей главе рассмотрены методы и результаты интерпретации полученных дисперсионных кривых групповых и фазовых скоростей волн Рэлеч.

Большинство сейсмических трасс, для которых были получены дисперсионные кривые групповых скоростей основной моды волн Рэпе, имеет значительную длину. Каждая из таких трасс пересекает, как правило, не один тектонический регион. Однако для Сибирской платформы из обшей совокупности удалось выб; зть 12 сейсмических трасс, расположенных практически полностью в ее пределах. Кроме дисперсионных кривых основной моды волн Рэлея, полученных в диапазоне периодоз от 10 до 60-80 с, для 11 из них были получены дисперсионные кривые первой высшей чодм, а для 6 - второй. Все эти данные б. .ли объединены в обобщенные дисперсионные кривые, на основе которых, путем решения прямых задач, был подобран скоростной разрез золн S, отражающий строение коры и верхней мантии центральной части Сибирской платформы до глубины около 250 км (табл.1). Варьируемым . параметрами при подборе служили скорости поперечных волн (Vp) в слоя* модели глубинного строения и толщины этих слоев (Н). Два других параметра модели - скорости продольных сейсмических волн (Vp) р коре и верхней мантии Сибирской платформы, принятые на основе данных ГСЗ для длинных профилей и отражающие ее обобщенное строение (Егоркин, 1980), а также пл./тностн (р), вычисленные но эмпирической формуле р =t.?+0.2Vp (Talwani et at., 19 "9), оставались при этом фиксированными.

Характерно)! особенностью получение го скоростного разреза волн S является наличие в верхней мантии двух низкоскоростных слоев. Один и. них (с Vs = 4.55 км/с) находится на глубинах 95-140 км и судя, по скоростным разрезам ГСЗ для волн Р (Егоркин и др., 1984), может бт ть обусловлен интегральным эффектом низкоскоростных включений или тонких низкоскоростных слоев. Второй более контрастный низкоскоростной спой (с Vs = 4.46 км/с), кровля которого находится на глубине с коло 200 км, по-видимому, можно отождествить с астеносферой. В пользу такой интер-

претнцин стдетельствуюг как оценки толщины литосферы на Сибирской платформе по дачным магнит отеллурических зондирований (Попов и др., 1984) и тет.лэзего потока (Чеомак, 1982, Levi. Lysak, 1936), так и данные ГСЗ.

Таблица 1.

Модель строения коры и верхней мактии центральной части Сибирской платформы (N - номер слоя, К - толщина слоя, км; Vp и Vs - скорости «озн Р и S, км/с; р - плотность, г/смЗ).

N Vs Р К Н VP Vs Р

• 4 Í 5 30 3.06 2.76 6. 45 8.25 4.55 3.35

2. 21 ! 6.10 3.52 2.92 7. 60 8.46 4.69 3.39

3. 17 j 7.10 1 3.96 3 12 L 8- 40 8.10 4.46 3.32

4- 28 j ь. 15 ! 4 54 3.33 Г 9. 40 8.60 j 4.78 3.42

5. 25 i 8.38 j 4.65 ¡ 3.38 j 10. СО 8.90 4.94 3.48

Для трех регионов, достаточно хорошо обеспеченных сейсмическими станциями с аппаратурой, позволяющей регистрировать длиннопериодиые коле5ан».д (предгорья Алтая и Саян, байкальская рг Ътоаая зона в Сибири и Хангайское сводовое поднятие в Монголии), были получены дисперсионные кривые мсАстанцнонных фазовых скоростей основной моды волн Рэлея. При йычислен^и мсмчстанциоииых. фазовых скоростей использовались землетрясения, зшшептры которых располагались вблизи дуг больших кругов, проходящих через пачы регистрирующих станций.

Для предюрий Алтая и Саян (пара станций Иркутск и Новосибирск, аппаратура СД-1) это были землетрясения с эпицентрами в районе Средиземноморья и ча Японских островах. Аппаратура СД-1 на этих станциях позволила певучи гь дисперсионные криьые межстанционных фазовых скоростей в д1._.пазснс периодов от 15 до 95 с. Всего было получено 6 дисперсионных кривых.

Фазовые скорости волн Рэлея для Байкальской рифтовон зоны (пары сейсми-.ескнх станций Уоян-Иркутск, Уоян-Кабаиск и Уоян-Закаменск, аппаратура СКД) были получены по данным землетрясений в! районе Аляски. Всего было получено ? дисперсионных кривых. Диапазон периодов при этом составлял 10-55 с.

Для Хангайского сводового поднятия при'вычислении фазовых скоростей использовались записи волн Рэлея от 7 землетрясений с эпицентрами на

Алеутских, Курильских, Японских о-вах и в Турции тремя сейсгчческими станциями Западной Монголии (Улан-Бат^р, Ховд и \лт;.к, аппаратура СК) и одной в России (Закаменск аппаратура типа СКД), расположенной вблизи российско-монгольской Гранины. В результате было получено 10 дисперсионных кривых фазовых скоростей основной моды волн Рэлея для 4 профилей участков сейсмических трасс мевду парам1; регистрирующих тганцпй Улан-Батор - Ховд, Закг.мепск - Ховд, Закаменск Алтай и Улан-Батор - Алтай. Интервал периодов, для которого были вычислены дисперсионные кривые, изменялся от 10-15 до 30-45 с.

Полученные таким образом для каждого из перечисленных вьгне регионов межстанционные фазонме скорости основной моды волн Рэлея были осреднены. В результате для каждого tn них были получеиы обобщенные дисперсионные кривые, которые затем использовались при вычислении параметров скоростных разрезов волн S, отражающих, п среднем, особенности гл; 5инвого строения того или иного региона. Вычисление параметров осуществлялось путем решения прямых задач.

Ч качестве начального приближения для района предгорий Алтая и Саяк служила модель, удовлетворяющая дисперсии групповых скор<—гей в центральной части Сибирской платформ t (см. табл.1). Для Байкальской рифтовой зоны при построении начального приближения учитывались оценки толщины коры и распределение скоростей волн Р в коре н верхней мантии, полученные методом ГСЗ (Крылов и др., 19S1). К сожалению, к настоящему времени для Утнгайского сводового поднятия не имеется надежных сведений о толщине к- )ы н распределении скоростей продольных сейсмических волн в литосфере. Поэтому при построении исходной модели глубинного строения данного региона использовались данные ГСЗ для близких с ним в геологическом отношения горных сооружений Алтая и Саян (Крылов и др., 1981). Скорости волн S в начальных . оделях как для Байкальской рифтовой зоны, так и для Ханганского поднятия вычислялись и "ходя из соотношения Yr/Vs =1.73, а плотности, как ц в случае для Сибирской платформы, - по формуле Тпьвани и др. (Talwani et al.. 1959>. Варьируемыми параметрами при подборе моделей строения коры > верхней мантии рассматриваемых регионов служили скорости волн S в слоях модели и мощности этих слоев. Модели, удовлетворяв'чие дисперсии фазовых скоростей основной моды волн Рэлея а районе предгорий Алтая и Саян, в пределах Байкальской рифтовой зоны и Ханганского сводового поднятия приведены в таблице 2 (см. работы [1, Я, 9 и ¡0]).

Таблица 2.

Модели глубинного строения, удовлетворяющие дисперсии фазовых скоростей основной моды волн Рэлея (К - номер слоя; Н - толщина слоя, км; Ур ч - скорости волн Р и S, км/с; р - плотность, г/см^ ).

_N_i и ! Vt/ 1 vs ! р ; \ i a Vn 1 vs _Р

Предгорья Алтая и Сала

1 ! 5 ! 5.80 3.33 2.86 6 30 8.15 4.52 3.33

2 «0 j 6. 5 3.55 2.93 7 35 8.32 4.60 3.36

3 15 1 6.41 3"0 2.95 8 У 60 8.00 4 40 3.30

л 15 j 6.80 3.85 3.06, 80— 8.30 4.57 3.37

s 20 I 8 10 4.50 ^ 3.32 I 10 00 8.60 ! 4.80 3.42

Банк, 1ьскчт ргфтовая зона Хангайское поднятие

1 20 6.00 3.52 2.90 1 10 5.91 3.32 2.S8

1 ~"1 20 1 ъ.85 3.77 3.07 2 20 6.20 3.55 2.94

3 30-1 7.30 4.33 3.26 3.32 " 3 20 j 6.80 3.85 З.иб

4 ГС з.:о 4.46 4 СО I 7.75 4.32 3.25

Сравнивая приведенные в таблицах ! и 2 скоростные разрезы волн S, можно заключить, что:

1) рассматриваемые региоьы заметно различаются по толщине коры. Из них наиболее тонкой (не более 40 км) корой отличается Байкальская рифтова* зона. Кеекс.гько _»олсе мощная (в среднем близкая по толщине к 42 км) кора характерна для центральной части Сибирской платформы, тогда как под ее южными окраинами, в районе предгорий Алтая и Саян, толщина коры увеличивается приблизительно до 45 км, г. под Хангаем (на западе Монголии) - в среднем до 50 км;

2) верхнне этажи земной коры Сибирской платформы (в пределах ее нриблнзител! :о 5-10-килсметровой толици) отличаются более низкими, по срагнечию перечисленными выше регионами, скоростями распространения волн S, Такое понижение скоростей можно объяснить наинчием мощного слоя осадочных оложенин в пределах данной структуры;

3) пс .корост ньл: характеристикам верхняя мантия Байкальской рифтовей зоны практически не отличается от верхней мантии Хангайского поднятия: ь пределах ее верхних 30 км перепад в скоростях распространения поперечных воль между этими структурами не превышает 0.01 км/с. Однако скорости распространения волн S, полученные для сопоставимых глубин в мантии центральной части Сибирской платформы и на ее южных окраинах

(предгорья Алтая и Саян) свидетельствуют о том, что как Байкал: кая рифтовая зона, гак и- Хангапское сво, лаое поднятие характеризуются аномально низкими, по сравнению с рассматриваемой платформой, скоростями распространения сейсмических волн.

При интерпретации дисперсионных кривых групповых скоростей, полученных для длинных трасс, пересекающих по две г. более тектонических структур Азиатского континента, использование; иные, более сложные методы: метод регионализации и метод картирования скоростей поверхностных волн.

Сущность метода регионализации заключается з зом, что вся область исследования подразделяется на ряд регионов, I :убинное строение каждого из которых предполагается горизонтально-однородным. Зная положение границ ¡-того региона, можно рассчитать длину приходящегося на не. о участка .¡-тон трассы Л у (Бар.мин, 1983). Пусть V] (Т) - неизвестное для данного региона значение скорости пане, хг.остных волн, где Т • период. Тогда для фиксированного значения периода Т^ нетрудно получить систему из М уравнений для N неизвестных > 1У\ (Т):

13=1 Ду/^(Тк) + е,<Тк>. (3.1)

1=1

где ^ - общее время пробега поверхностной еолкы вдоль .¡-той трассы- п -число регионов, пересекаемых ]-тсй трассой; с](Т) - ошибка наблюдений; N - общее число регионов; М - число пересекающих область исследосачия сейсмических трасс. Обычно М » N.

Поиск решения системы уравнений (3.1) осуществлялся путем миьтштаг.ип суммы квадратов невязок:

М N

1Щ- IЛ у 4)2, (3.2)

3=1 ¡=1

где х; = 1/У{. При этом использовался метод нелинейного (квадратичного) программирования, позволяющий налагать ограничения на искомые решения системы (Бармин, 1986; Левшин и др., 1986). Повторяя эти вычисления дл~ выборок данны.. (групповых или фазовых скоростей поверхностных волн), соответствующих заданным значениям периодов, можно получить дисперсионные кривые соответствующих скоростей для каждого из регионов, на которые была подразделена область исследования.

Исследования крупномасштабных горизонтальных неоднородное!ей строения к ры и верхней мантии Азиатского континента методом ре-

гианализации осуществлялись следующим образом. В пределах области исследования на основе тектонических и геоморфологических признаков было выделено 11 крупных тектонических регионов (З}: Сибирская платформа (регион I), Западно-Сибирская плита (регион 2), платформы Восточного и Юго-Восточного Китая (регион 3), область умеренного горообразования (регион 4), Байкальская рнфтова» зона (регион 5), область интенсивного горообразования Южной Сибири и Западной Монголии (регион 6), высокогорные соор>жения Гянь-Шаня, Памира и Гиндукуша (регион 7), плаго Тибет и его горное обрамление (регион 8), северная (мелководная) часть бассейна Охотского моря (регион 9), бассейн Японского моря и южная (глубоководная) часть бассейна Охотского моря (регион 10) и островные дуги (регион 11). Все внешние, по ошошению к границам области исследования, структуры были условно объединены в один регион (регион ¡2). Следует отметить, что в пределы последнего региона попадает незначительное -оличесгво коротких (в среднем длиной не более 214 км) участков сейсмических трасс.

Полученные в результате вычислений дисперсионные кривые показаны на рис.2. Ча рисунке видно, что регионы, существенно отличающиеся один от другого по тектоническим признакам, существенно различаются по характеру дисперсии групповых скоростей основной моды волн Рэлея, а следовательно, и по глубинному строению. Последнее подтверждается результатами обращения: региональных дисперсионных кривых.

Определение параметров моделей глубинного строения, удовлетворяющие региональным дисперсионным кривым, осуществлялось путем рещенш обратных задач. В использовавшемся при этом алгоритме оценки пара метров моделей т о: :ределялись минимизацией функционала

N 1

У(п»)= I - [Я1-чЛт)12, (3-3)

1=1 о-,2

где т - вектор определяемых параметров; = 1/и; -экспериментальны! значения горизонтальной медленности (1^ - значения групповых скоростей соответствующие периодам V, Ч;' - теоретические значения горизои талыюй медленности; и; - ошибки определения 0=1 ,Ы); N - число точе! дисперсионной кривой. Минимизация функционала (3.3) осуществлялась помощью итерационной процедуры сопряженных градиентов (Аоки, 1974 Кушнир и др., Н'88).

Анализ оценок ошибок определения групповых скоростей при ностроени! региональных дисперсионных кривых показал, что наиболее надежно (

ошибками не более 2% от значений (J0 групповые скорости определены на интервалах периодов от 15 до 65-70 с. На периодах от 70 до 80 с точность их определения из-за значительного уменьшения количества наблюдений невысока, а для некоторых регионов результать: их вычислений оказались неустойчивыми [3]. Поэтому модели глубинного строения были построены только для 9 из И регионов Азиатского континента (регионы 1-9). Для их построения были использованы участки «исперсионных кривых преимущественно в пределах интервалов периодов от 15 до 60-70 с. Варьируемыми параметрами при этом были скорости волн S в слоях коры и верхней мантии и толщины этих слоев.

При построении моделей начальных приближений глубинного строения регионов 1-9 использовались данные ГСЗ (для тех регионов, где были выполнены глубинные зондирования), оценки толщины коры методами гравиметрии,, а также результать; независимых исследований строения коры и верхней мантии ряда регионов сейсмологическими методами (Егоркин, 1980; Егоркнн и др., 1980; Pines et at., 1980; Крылов и др., 1981; Romanovvicz, 1982; Wier, 1983; Teng, 1987; Ma Xingyuan, Wu Daning, 1987; Zorin et al„ 1989; ¡990).

Для всех регионов, за исключением легионов Я и 9 (Тибет и бассейн Охотского моря), модели представляли собой двуслойную кору со слоем мантии на полупространстве. В модель для Тибета, учитывая, что толщина коры в этом регионе близка, в среднем, к 70 км, был добавлен третий слой коры, а для региона 9, где. согласно имеющимся сведениям (Белоусов, Павленкова, 1991), толщина земной коры изменяется от 20 до 32 км, была принята модель с однослойной корой и двумя слоями мантии на полупространстве.

Поскольку задача моделирования глубинного строения по данным дисперсии только одной моды поверхностных волн ячляется неоднозначной, в используемом методе обращения дисперсионных кривых предусмотрена параметризация модели, т.е. задание границ изменения варьируемых параметров, в пределах которых должен осуществляться поиск решений. При обращении региональных дисперсионных кривы1 границы изменения параметров Vsj и Kj задавались следующим образом: Vs в верхнем слое коры изменялась от 2.3 до 3.9 км/с, в нижнем - от 3.0 до 4.1 км/с при возможном изменении параметра Hi в пределах от 10 до 40 км; в мантийном слое и в полупространстве предусматривалось изменение Vs; в границах 4.0-5.5 км/с, Hj - от 10 до 150 км. Для Тибета и Охотоморского бассейна пределы изменения параметров Vsj и Hj в мантийных слоях были

п Е р И о Д СО

г

Чм*

Л

3.5

о О

3.0

о. О

* 2.5 о

© - 1 ©-2 ®-3 о-4« о - 5 с-6 & -8 о - 9 ®-Ю @-Ц

Рис.2. Региональные дисперсионные кривые групповых скоростей осповног моды голь Рэлея (немера условных обозначений соответствуют номера;, тектонических реги .нос).

10 20 33 АО 50 60 ?о ао

/

14 I 1 I 1 1 I

приняты теми же, что и для регионов 1 и 7 (см. выше). 3 слоях же коры для Т нбета поиск решений для Vs¡ и Hj осуществлялся в с;, здующнх диапазонах их варьирования: Vs в верхнем слое коры - 2.3-3.9 км/с, в двух нижних -3.0-4.1 км/с; И; з каждом из трех слоев - 10-40 км. В однослойной коре модели для бассейна Охотского моря пределы изменения варьируемых параметров Vs¡ и Hj соответственно составляли 3.0-4.1 км/с и 10-50 км.

Удовлетворяющие региональным дисперсионным кривым скоростные разрезы волн S для регионов 1-9 приведены на рис.3. Анализ этих разрезов показал, что близкие по тектоническим признакам регионы мало отличаются один от другого как по толщине коры, так и по скоростным характеристикам коры и верхней мантии. И наоборот, между существенно различающимися в тектоническом отношении регионами наблюдаются значительные различия в глубинном строении.

Та же, что и при построении региональных дисперсионных кривых групповых скоростей gckoüh hí моды волн Рэлея, зыборка данных была использована для построения карт распределения этих скоиосгей на Азиатском континенте. Для построения карт был использоаан метод поверхностноволновой томографии, основанный на формализме Бэйкуса-Гнльберта (Д и шар, Яновская, 1987; Яновскдя, 1988).

В соответствии с методикой расчетов, картирование г рупповых скоростей осуществлялось для каждого из периодов отдельно. Чтобы получить представление о разрешающей способности исходных данных, для каждой точки области исследования, где вычислялись групповые скорости, рассчитывался эффективный радиус сглаживан),:! R. В результате были получены карты горизонтального распределения групповых скоростей основной моды волн Рзлея для периодов 10, 20. 30, 40, 50 и 60 с (рис.4).

Несмотря на то, что дисперсионные кривые груиповы:; скоростей, в ■ отличие от фазовых, не отражают прямым образом средние лесросгн в слое эффективного проникновения волны, - в частности, наблюдаемые минимумы групповой скорости на дисперсионных кривых (фаза Эйри) обусловлены не низкой средней скоростью в этом, слое, а степенью нарастания упругих характеристик с глубиной, - по полученным для указанного выше набора периодов картам можно, на качественном уровне, судить об особенностях строения среды приблизительно до глубин 100-120 км. Такая возможность связана с тем, что на периодах, превосходящих по величине период, соответствующий фазе Эйри, то есть в области монотонного увеличения групповых скоростей, величины этих скоростей в общем коррелируются с величинами фазовых скоростей и, следовательно, со средней скоростью вол-

}'ис " Скоростные разрезы волн S, удовлетворяющие региональны; цисперсионпым кривым групповых скоростей основной моды волн Рэле (обозначения те же, что и на рис.2).

ны Б в слое эффективного проникновения поверхностной золны.

На рис.4а-е обозначены области, где решение характеризуется разной степенью разрешения. Наилучшее разрешение, как и следовало ожидать, наблюдается в центральной части области исследования (заштрихованная область), где эффективный радиус сглаживания не превосходит !С00 км. У границ области разрешение, из-за недостаточного покрытия сейсмическими трассами, очень низкое: вне границы, обозначенной точками, с Я=2000 км решение (едует считать малонадежным из-за высокой степени сглаженности.

Анализ рис.4а-е позволяет заключить, что ,:ак кора (см. рис. 4а), так и верхняя мантия области исследования (рис.4в-е) характеризуются наличием крупномасштабных горизонтальных неодноро дноезей. Так, на карте, соответствующей периоду 10 с (рис.4а), зоны повышенных значений групповых скоростей могут соответствовать регионам, в пределах которых наблюдается, либо практическое отсутствие слоя осадочных отложений в земной коре, либо наличие высокоскоростных включений в верхней ее части, либо совместное проявление этих факторов. То же самое справедливо и но отношению к верхней мантии. Высокие групповые скорости волн Рэлея но рис.4в-е могут свидетельствовать о повышенных мантийных скоростях поперечных волн, тогда как зоны пониженных группевьг. скоростей могут быть связаны с низкоскоростными (возможно, астеносферными) включениями в верхах Мантии, либо с общим утонением литосферы в тех или иных регионах.

На основе изложенного выше можно заключить, что полученные карты распределения групповых скоростей основной моды волн Рэлея (рис 4) позволяют составить общее представление о распределении крупномасштабных горизонтальных неоднородиостей в литосфере Азиатского континента. Однако такие карты не всегда а состоянии адекватно отобразить многие особенности строения коры и верхней мангии. Более определенные сведения о распределении скоростных неоднородиостей в коре и верхней мантии можно получить путем обращения результатов картирования, реконструировав .дисперсионные кривые в заданных точках области исследования.

С этой целью хаждая из приведенных на рнс.4 карт распределения групповых скоростей была однотипно подразделена на блоки с шагом 5" по широте и с таким же шагом по долготе. Для каждого из узлов полученной таким образом сетки по результатам картирования была реконструирована дисперсионная кривая. Всего для области исследования было реконструировано 119 дисперсионных кривых групповых скоростей основной моды

'H

II

^ го

Рис.4. Карты руснредепенпл грушгсчых скоростей оснорнсл моды воли Гэпся на Азиатском котннентк (Т - период, в с; заштрихована??. область -область, соответствующая зфчектив:юму радиусу сглажг.шгшя 115!ООО км; область -ше гранты, обозначенной точками, соотретсгруег ¡¿>2009 км).

полк Рэяея периодах, о г ¡0 до 60 с с шагом по периоду '0 с. На "сноь^ этих кривых были, путем решения обратных задач С :м же способом, что и при обращении региональных дисперсионных кривых), получены модели, отражающие особенности глубинного строения в окрестностях точек, соответствующих узлам выбранной сетки.

Следует отмстить, что исходные модели при обращении большей частью представляли собой двуслойную кору с 50-километровьш слоем мантии на полупроетр?нстзе. И только для высокогорных регионов Средней Азии и Китая, где толщина земной коры может, ц среднем, превышать 60 км, в »сходные модели был добавлен еше один слой коры.

Выбор параметров исходных т^одслей .и р; (соответственно

скорости волн Р, Б и шгопюсть для ¡-того слоя) осуществлялся с учетом результатов обращения региональных дисперсионных кривых (рис.^). Однако параметры Н) для слоез коры (где Н; - толщина ¡-того слоя коры) выбирались с учетом имеюг-ихся сведении о мощности земной коры в окрестностях узлов выбранной координатной сетки.

Ртрьнруемымк при решении обратных задач с тужили параметры: -для коры и мантии и К] - дня коры. Толщина подкорового слоя мант-и при эгом оставались фиксированной. Пар< югрнзацпя исходных моделей, задающая границы допустимых изменении варьируемых параметров, для Vр] была то!) же самой, что и при обращении региональных дисперсионных кривых. Однако на варьируемый параметр И; налагались более жесткие, чем при обращении результатов г л ионализашпг, ограничения. Так, з пределах тех регионов, для которых имели . оценки толщины земной коры, полученные методом ГСЗ (главным образом платформенные и некоторые сопредельные с ними регионы Сибири, а также регионы восточной части Тибета), пределы изменения параметра Н; в слоях коры задавались таким образом, чтобы по суммарной толщине кора не отклонялась более • :м на ±2 км от первоначально заданной. В случае же использования оценок, полученных другими методами, эти пределы были увеличены в два раза.

В результате для каждого из узлов зада"чой координатной сетки были получены скоростные разрезы волн Б, отражающие особенности строения корь и мантии в его окрестностях. Это, в свою очередь, позволило получить карты распределения средних скоростей поперечных волн для земной коры Азиатского континента в пределах площади, охваченной на картах распределения групповых скоростей основной моды волн Рэлея (см. рис.4) границей, соответствующей эффективному радиусу сглаживания < 2000 км. Для верхней мантии этой же области Азиатского континента также была

построена карта, отражающая изменение средне!: скорости воли S по горизонтали в пределах ее верхней 50-кнлометровой толпн. Обе карты приведены на рис.5 и рчс.6.

Таким образом, используемые в работе методы интерпретации позволили получить модели распределения скоростей поперечных ьолч в коре и верхней мантии девяти крупных тектонических регионов Азиатского континента, отражающие, в среднем, строение каждого из них в диапазоне глубин от 0 до приблизительно ¡00-120-км (для Сибирской платформы - примерно до 200250 км). Кроме того, были получены карты распределения групповых скоростей основной модь- волн Рэлея на обширной территории континента для периодов колебаний 10, 20, 30, 40, 5v и 60 с, которые, уже сами по себе, да">т возможность судить о распределении крупных горизонтальных неодно-родноег т коры и верхней мантии. Однчко выполненное в работе обращение результатов картирования, с опорой на имеющиеся для многих регионов сведения о толе ше земной коры и распределении скоростей продольных волн в коре и в верхах мантии, позволили получить карты распределения средних скоростей роли 3 в коре и в верхнем, толщиной в 50 км, слое мантни Азиатского континента н в значительной мере легализировать к-ртину распределения горизонтальных кеоднородностей.

Четиотаи глава посвящена рассмотрению вопросов связи крупных тектонических структур Азиатского континента с выявленными скоростными горизонтальными неоднородностями коры и верхней мантии.

На риг..5, отражаю'чем распределите средних скоростей воли S в коре Азиатского континента, видно, что величины этих скоростей изменяются с достаточно широких пределах - от 3.45 до 3.65 км/с. Несмотря на кажущуюся мозаичность обшей картины их распределения, всю область исследования условно можно подразделить на две примерно равные части: северную и южную. Северна;: часть, включающая в себя обширные платформенные и некоторые сопредельные с ними регионы Сибири (d том числе горные сооружения Алтая, Саян, Хангая и Байкальскую рифтовую зону), отличаете; более высокими (3.55-3.65 км/с) .скоростями волн S в коре, по сравнению i южней, где эти скорости изменяются, в основном, в пределах 3.50-3.55 км/с.

Сраг'ительчо невысокое разрешение используемого метода вызывае некоторые затруднения при сопоставлении выявленных скорость-иеоднородностей с конкретными геологическими структурами. Тем не мен© можно полагать, что высокоскоростная часть области исследования на севере континента, по конфигурации примерно совпадающая с ялагфо) менмыми структурами, отражает общее повышение основности коры, т. е

' 70 80 30

Рис.5. Распределение средних скоростей волн 5 в земной коре Азиатского континента.

Рнс.6. Распределение средних скоростей волн 8 в верхнем (толщиной 50 км) слое мантии Азиатского конт инента.

•..* с-.-Ctise зн&чпт&тшую роль могут играть габбро и дчо'лгы, Ннг.-оскористгтая часть этой области на :сге соответствует складчатым областям фанерозо'т, где существенная роль принадлежит гранитепдкым интрузиям, что может обусловить понижение средних сксростед сейсми-".-сгчх вол;) з коре. Однако в отдельных регионах наблюдаются отклонения . ~ отмеч зной закономерности. Так, область игирокого проявления гра-..(до» р Прибайкалье практически не отрчкается уменьшением сксрссти S з коре, тогда как платформам Восточного :? Юго-Восточного Китая ас соответствует единая зона увеличения скоростей. Вполне нозмолио. что так<г. несоответствия связаны с шпким разрешением используемого метод:' <о.-ачигелыюй сглаженностью результатов картироьания групповых скорсс-Но, с другой стороны, подобные отклонения в отдельных случаях могут .'£ть и вполне определенный смысл. Так, в Прибайкалье оси' эчоегь ».пев .■•■»ль; может быть повышена, на что указывают результа/ы интерпретации д,::н;ых ГСЗ в кногооэлнооом варианте (Крылов и др., 1990) та счет подтаивания коры основными породами в период кайнозойского рифтоггнеза. Китайские >::е платформы могли быть неоднократно активизированы в фа-нерозое с внедрением гранитных интрузий и разогревом коры

Сопсст? зляя карту рьспредеяения средних скоростей понеси а.ых ьоли г. коре с картами- распределения сейсмичности да, Азиатски.; кочгиненге, voan» отметить, что общим для подавляющего болишчне/ча реп'оиоь этого континента, в том числе и для активизированных плагформ. ячляюгея более низкие, по сравнению со стабильными платформами k.i тире. средине скорости золи S в коре. Одштсо из сопоставления ucwtu с чозиачн^ заключить, что, по крайней мере г. пределах области исследования, не" какой-либо заметной связи между распределением скоростных неодисродчостей коры и проявлениями сейсмической чкпганости. Это позволяет г речнолягдп.. что сейсмичность в Азии обусловлена более глубинными i'm-i.hti ¡иными) факторами.

Не менее сложной, чем для коры, оказалась и общая киртпнн распределения скоростей волн S в верхах мантии Азиатскою континента »рис tí). Han более высокими скоростями распространения этих волн хлрячтзр.пуется верхняя мантия континентальных платформ (4.45-4.70 км/с ьа севере континента и 4.45-4.50 км/с на востоке и юго-востоке Китая). Т)ишчль....п: х'н" обширных складчатых областей континента являются скорости 4.55-:.45 -'м/с, тогда как для регионов кайнозойской активизации - скорости 4.50-4.35 км/с.

Наиболее примечательной особенностью в распределении мантий"-*,«, скоростей поперечных сейсмических волн является наличие двух крупны*

низкоскорос-ных областей (со скоростями ноли Я не более 4.30 км/с), как бь: соединешгих »(ежду собой. Одна из них расл&чожениая на юго-западе области исследования, охватывает горные сооружения Памира, западной и центральной части Тибета ч распространяется код западные регионы Тарпмского бассейна. Вторая - приурочена к Байкальской рифтовой зоне и, наряду с ней, вклк чает большую часть горных структур Южной Сибири и Западной Монголии.

Сопоставление карты распределения скоростей соли Б в верхней мантии (рис.6) с другими 'еофизическимк данными (Ма Xigyuan, V/и Оапшц, 1987; Zoru^ сЧ а!., ¡989; Попов 1994) указывает на то, что отмеченные на ней скоростные неоднородности отражают толщину литосферы. Последняя имеет наибольшую толщину под Сибирской платформой (200 км) и наименьшую (иногда редуцированную до толщины земной чоры) в областях интенсивного горообразования. Минимумы скоростей волн 8 соответствуют верхним частям астепосферных диалкров.

Поскольку рассмотренные выше зоны пониженных скоростей в мантии Азиатского континента охьатызает регионы высокогорных сооружений Средней Ази.1. Западного и Центрального Тибета, горные сооружения Южной Сибири, Западной Монголии : Байкальскую рифтовую зону, т.е. регионы кайнозойской активизации, то возникает соблазн объяснить образование перечисленных поднятий едннон причиной, а именно процессами, обусловленными начавшимся в кайнозое столкновением Индостана с Азией. Однако с точки зрения современных представлений сб истории к тенденции дальнейшего развития те. тонических процессов на Азиатском континенте это вряд ли возможно. Так, если существование аномально ншкоско, остной зоны на юго-западе рассматриваемой области вероятнее всего обусловлено Индо-Азиатской коллизией, при которой, согласно представлениям Молнара, происходила дисгармоничная, по отношению к имеющей другую реологию мантии, деформация коры. Результатом это, о явилось отслаивание части литосферной мантии Тибета и замещение ее материалом астеносферы (Мо1паг, 1989), Зона же аномально низких скоростей с верхней мантии Байкалэского рифта находится на значительном расстоянии от районов коллизии. Некоторне исследователи связывают возникновение этой зоны с существованием вблизи поднятий Южной Сибири горячего па.на. обусловившего вн дрение в верхнюю мантию ас ■еносферных днаниро; а, тем самым, начало и развитие процессов рифтогенеза в Прибайкалье ! на западе Монголии (Зорин, Флоренсов, 1984; Ьойа1с1теу, ¿ост, 1992). Таким образом, к одному и тому же результату

(утонению коры с образованием горных поднятий) могли привести различные процессы.

Поэтому вполне вероятно, что слияние этих областей в райоде Тчримского бассейна может иметь случайный характер, либо может быгь обусловлено слабым разрешен! м использовавшегося метода картирования групповых о-оростей из-за недостаточного количества взаимных пересечений сенсми-« дгких трасс.

Сопоставление карть: распределения средних для верхней ЛО-кипсметровой толщи мантии скоростей волн S с каргой распределения сейсмичности на Азиатском континенте показало, что существует определенная связь между ¡..•определение»» мантийных горизонтальных неоднородное, .j/í и уровне:/. í . ;с.«ической активности тех или иных тектонических регионов. Наиболее мптнымк в сейсмическом от.чошении являются регионы, время начала ■тктивизацпи которых относится к кайнозою. A iiMeimo: высокогорные образования Средней Азии, Центрального Кг .as, Западней Монгол и::. Южной Сибири, а также Байкальская рифтовая зона (области илгсчсшдо'гс* горообразования). Для всех этих регионов характерно утонение литосфер:.», т.е. замещение ее ман.»:йнон части материалом астеносферы, кокоры г г отдельных регионах достигает подошвы земно.": коры.

В меньшей степени проявление сейсмичности, наблюдается я пределах континентальных складчатых поясов, характеризующихся ирунссспгш умеренного горообразования, а также па ачтаь^зирозааиых пл«тфо;> :ах Восточного и Юго-Восточного Китая.' И практически асейемичныт.п' являются платформы на севере Азиатского континента (Си'Зкрскгд; платформа, Западно-Сибирская плита). Зсеэти peí ионы, если судлп. по полученной в работе карте распределения скоростей волн S s ел-рхах ммтч! (рис.6), характеризуются более высокими, по сравнению г регионами клч-нозойской активизации, сейсмическими скоростями. Причем нанОолсе выго-кие скорости поперечных волн наблюдаются л верхах мантии северных асейсмичных платформ.

Данные ГСЗ и результаты интерпретации групповых скоростей основной и двух высших мод волн Рэлея (см. табл.!) свидетельствует с том, что рассматриваемые платформенные структуры отличаются наиболее толстой (в среднем примерно до 200 км *о толщине) литосферой. В региг -ах \ меренного горообразования, где скорости распространения поперечных ноли п верхней мантии несколько выше, чем в регионах кайнозойской активизации, но ниже, чем на платформах северной части Азиатского континента, толщи-

на литосферы, судя по имеющимся оценкам, изменяется от 60-80 до 100-140 км (Ма Xigyuиn1 \Уи Оашг^, 1987; Попов, ¡994).

Изложенное позволяет заключить, что уровень сейсмичности связан с общей толщиной литосферы: он выше там, где литосфера тоньше. При этом следует отметить, что наиболее сейсмоактивные регионы обладают минимальной толщиной литосферы вне зависимости от механизмов очагов землетрясений (то есть от характера тектонических напряжечий). Высокий уровень сейсмичности наблюдается как в пределах Байкальской рифтовой зоны, для которой характерно растяжение, направленное вкрест простирания рнфтосых впадик (Мишарина, 1967; Мишарина и др., 1976; Голенецкий, 1990; Оокпс^ку, 1990), так и в пределах большей части областей интенсивного горообразования Средней и Центральной Азии, для которых характерно сжатие, направленное либо перпендикулярно, либо под некоторыми углами по отношению к осям горных хребтов (Мо1наг, 1989; Юдахин, Беленсвич, 1990).

Высока? современная тектоническая- активность (и сейсмичность) на Азиатском континенте, в принципе, может быть обусловлена несколькими процессами. На юге области исследования это могут Сыть процессы, связанные сс столкновением Индостана с Азией и с последующим "внедрением' 5тока литосферы первого вглубь континента. В пределах Байкальской рифтовой зоны механизм тектонической активизации может быть несколько иным, а именно связанным с внедрением в толщу литосферы астсносферного диапира. Это должно привести к разогреву и утонению коры и обус ловить ее растекание (Зорин. Флоренсов, 1989:1ора1сЪе\'. Хопп, 1992).

Таким образом, складывается впечатташе, что распределение и уровень сейсмической активности на Азиатском континенте теснейшим образом связаны с динамическими процессами, происходящими в верхней мантии. Судя по всему, на формирование зон сейсмичности оказывают влияние конвекционные потоки в мантии, внедрения астеиосферного материала в литосферу и направленность взаимного перемещения литосферных плит. Все эти процессы создают и определяют конфигурацию полей упругих напряжении в земной коре формируя тем самым механизмы очагов коровых землетрясений и обуславливая их силу. Глубокофокусные, мантийные землетрясения (типа гиндукушских) связаны с субдукцией литосфер: шх плит.

В заключении приведены Owнoвныe, защищаемые г.итором, результаты рабозы:

1. Выбрано и едннообра ю обработано представительное количество данных но поверхностным волнам Рэлея для большей части Азиатского

•хчпшентп. Представительность выборки данных позволила использовать различные подходы к интерпретации результатов:« обработки:

- интерпретация данных для чистых трасс и пи их участков, расположенных в пределах отдельных тектонических регионов;

- метод регионализации и метод картирования групповых скоростей, •споп-тныи на формализме Еэйкуса-Гильберта.

:• .."пользование перечисленных методов обеспечило взаимодополняемость и • пнтоль результатов интерпретации.

л. Наложение определенных ограничений при интерпретации (использование независимых сведений о толщине коры и распределении скоростей продольных сейсмических волн в коре и верхней мантии) позволило по-с.т.оить кпрту распределения средних скоростей волн 8 в коре и карту гепределтмя этих скоростей п верхней мантии.

„'. Наличие горизонтальных скоростных неоднородное!ей в земной коре связано с неоднородностью ее вещественного состава, сложившейся за всю историю геологического развития Азиатского континента.

Скоростные неоднородности в мантии связаны, главным образом, с различиями в толщине литосферы, значительная часть которых, а именно резкие ее утснекия, обусловлены глубинными процессами, пролетающими !:г> ногейшея (г1сотекто?«;ч;ско?1) этапе геологической нсторкн.

х Сейсметиосп. на Азиатском континенте не сшпана с крупными скороет-гьши неодкородностями земной коры, но очевидным образом связана с не-одоорчдкоггямн в верхней мантии, которые, в езею очередь, обусловлены изменениями толщины литосферы. Высокая сейсмичность приурочена к областям с тонкой литосферой, пне зависимости от особенностей полег; напряжений, определяемых по механизмам очагов землетрясений.

Основные положения диссертационной работы представлены в следующих публикациях:

!. Дисперсия поверхностных сейсмических волн Рэлея и строение литосферы Сибирской платформы // Известия АН СССР. Физика Земли. 1987. №6. С. 48-56.

2. Толщина литосферы под Монголо-Сибирской горной страной и смежными регионами // Внутриконтинентальные горные области: геологические и геофазичежие аспекты (Сб. тезисов меж ународного симпозиума). Иркутск/ ИЗК СО АН СССР, ¡987. С. 209-212 (соавторы Зорин Ю.А., Новоселова М.Р., Турутанов Е.Х., Балк Т.В.. Мордвинова В.В.).

3. Дисперсионные кривые грушювых с«ерссгей ь.лгм Рэдея дгаг рад.» регионов Азиатского континента // Известия ЛН СССР Физика Земли.

1989. № 9. С. 16-25 (соавтор Бпрмин М.П.).

4. Tliickness of the Üthcsphere beneath the Baikal rift zone and adjacent regions // Tectonophysics. 1989. V. !'-S. P. 327-337 (with Zorin Yu.A., Novoseiova M.R., Tuiulanov E.X.).

5. Латеральные неоднородности литосферы отдельных сейсмоактивных регионов по наблюдениям поверхностных волн // Тезисы докладоь всесоюзной школы-семинара "Геолого-геофизические исследования в сейсмоактивных зонах СССР". Фрунзе: Илим, 1989. С. 81 (соавторы Сабитова Т.VI., Яновская Т.Б., Левшин А.Л., Бармин МП., Локштанов Д.Е.).

6. Строение литосферы Сибирской платформы по данным о дисперсии поверхностных сейсмических волн Рэлея // Сейсмичность Байкальского рифта. Прогностические аспекты. Новосибирск; Наука, 1990. С. 99-111.

7. Горизонтальные неоднородности коры и верхней мантии на Азиатском континенте по данным поверхностных-волн Рэлея II Известия АН СССР. Физика Земли. 1990. j\ö 3. С. 3-11 (соавторы Антонова ЯМ., Яновская Т.Б.).

8. Строение коры и верхней мантии под Хапгайским поднятие;«! (МНР) по тсиераш фазовых скоростей поверхностных волн Рэлея II Иззесгаз АН СССР. Физика Земли. 1990. № 3. С. 12-20 (соавторы Эрдзиэоилэг Б., Балжинням И., Улэмж И.).

9. Строение литосферы Монголо-Сибирской горной страны II Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Ноаосабнрск / Наука.

1990. С. 143-154 (соавторы Зорин Ю.А., Новоселова М.Р., Турутаноа G.X.).

10. Structure of the Hihospbere of the Mongolian-Siberian »поилтопош province 11 J. Geodynamics. 1990. V 11. P. 327-342 (with Zorin Y.A., Novo.'w'ova M.R.. Turutanov E.Kh.).

11. Распределение скоростей волн S в литосфере девяти крупных тектонических регионов Азиатского континента // Известия РАН. Фнз.чка Земли. 1992. М> 1. С. 61-70 (соавторы. Локштанов Д.Е., Бармин МЛ.}.

12. Центральный Сибирско-Монгольскнй транша- II Геотектоника. 1993.

А"» 2. С. 3-19 (соавторы Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Туруганоо П.Х., Ру-женцев С.В., Дергунов А.Б., Филиппова И.Б., Томуртогоо О., Арвисбаатар И., Баясгалан Т., Бямбаа Ч., Хозбаяр Р.).

13. The South Siberia-Central M ngolia transect H Tectonophysics. 1993. V. 225. P. 361-378 (with Zorin Yu.A., Belichenko V.G., Turutanov E.Kh. Ruzhentsev S.V., Dergunov A.B., Filippova 1.В., Tomurtogoo O., Arvisbaatar N. Bayasgalan Ts., Byamba Ch., Khosbayar R.).

14. Surfase wave tomography oi Eastern Eurasia. Abstract. AGU Spring Meeting// EOS, Trans. Am. Geophys. Un. 1994. V.74. P. 203 (wilh Levshin A.L., Wu F.T.)

(.'riio'inTntio n H3IC CO PMI znnfiofy// Ttipn* 100