Метод и результаты исследования литосферы

Санина, Ирина Альфатовна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Метод и результаты исследования литосферы
ВАК РФ 25.00.10, Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых

Автореферат диссертации по теме "Метод и результаты исследования литосферы"

российская академия наук

институт физики земли им. г.а. гамбурцева

На правах рукописи УДК 550.34:551.1

Санина Ирина Альфатовна

МЕТОД И РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ ЛИТОСФЕРЫ

Специальность 25.00.10 - геофизика, геофизические методы поиском полезных

ископаемых

автореферат

диссертации на соискание ученой степени доктора физико-математических наук

Москва - 2003

Работа выполнена в Институте физики Земли им. Г.А. Гамбурцева РАН

Официальные оппоненты:

д.ф.м.н. В.М. Овчинников, Институт динамики геосфер РАН д.ф.м.н. В.Б. Сурнев, Уральская государственная горно-геологическая академия

д.г.м.н. В.И. Макаров, Институт геоэкологии РАН

Ведущая организация:

Кольский региональный сейсмологический центр ГС РАН

Защита диссертации состоится 5 июня 2003 г. в 10 часов на заседании Диссертационного Совета Д.002.050.01 Института Динамики Геосфер Российской Академии Наук (ИДГ РАН) по адресу:

119334, Москва, Ленинский проспект, 38, корп.1 С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИДГ РАН.

Автореферат разослан ^ff ¿?¿/ 2003 г.

Ученый секретарь Диссертационного Совета Д.002.050.01 канд. физ.-мат. наук Рыбаков В.А.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность.

Среди сейсмических методов исследования трансмиссионная (на проходящих волнах) томография играет одну из главных ролей, являясь надежным источником сведений о структуре и свойствах горных пород, образующих оболочки Земли, об их связи с тектоническими структурами и процессами, которые могут быть выявлены у поверхности Земли по геоморфологическим и геологическим данным.

Первые работы по сейсмической томографии в их современном понимании были выполнены на основе наблюдений на сейсмологическом профиле Памир-Байкал (Алексеев, Лаврентьев, 1968).

В России и СССР значительный вклад в развитие основ томографии был внесен в работах A.C. Алексеева, C.B. Гольдина, Т.Б. Яновской, Т.М. Облогиной, A.B. Николаева, Н.Б. Пивоваровой, Л.Б. Славиной и В.Н. Трояна, а в развитие методов пространственного картирования неоднородностей литосферы - в работах Бугаевского, Л.П. Винника, Н.Е. Гриня и других.

Наряду с развитием и совершенствованием методов решения обратных задач, связанных с проблемами томографии, разработкой новых алгоритмов расчета трасс сейсмических лучей, остро встала проблема оценки качества и достоверности получаемых результатов. Была сформулирована задача предварительного планирования томографического эксперимента. В последние годы на территории Европы был проведен ряд крупномасштабных сейсмологических экспериментов, специально планируемых как томографические - TOR, SVEKALAPKO, BOGEMIA. Результатом этих исследований стали детальные пространственные карты распределения скоростей сейсмических волн, позволившие представить тектоническую эволюцию исследуемых регионов, внести региональные поправки в годографы сейсмических волн, а также выявить локальные зоны возможных I концентраций напряжений - динамически неустойчивых участков среды, что имеет чрезвычайно важное практическое значение при оценке сейсмического риска и мониторинге природно-технических систем.

Начиная с первых работ К. Аки (1972), доминирующее место при параметризации среды занимает блоковая модель, привлекательная с позиций объяснения наблюденных аномалий в образах общепринятых геологических структур - магматические камеры, интрузии, разломные зоны.

Автором (Николаев, Санина, 1982) в рамках блоковой аппроксимации среды была предложена модель, представляющая собой набор неоднородностей - блоков, среди которых имеются отдельные контрастные включения, и алгоритм восстановления пространственного скоростного строения региона, расположенного под группой сейсмических станций, в рамках данной модели.

Существующая мировая практика повышения точности и детальности томографических изображений состоит в наращивании плотности систем наблюдений и общего числа используемых данных наблюдений, что не всегда приводит к улучшению решения. При этом остается актуальной задача получения достоверной информации о пространственном строении среды при ограниченных объемах исходных данных и несовершенных системах наблюдений. На практике именно такая ситуация является наиболее распространенной, особенно при работах в труднодоступных районах бывшего СССР.

В течение ряда лет автором разрабатывалась методика, позволяющая в интерактивном режиме получать детальные пространственные модели среды в условиях дефицита исходной информации. В настоящей работе приведены результаты, полученные автором по совершенствованию предложенной методики и применению ее к исследованию строения литосферы отдельных регионов Средней Азии, Кавказа, Камчатки и Балтийского щита.

Целью работы является развитие предложенного ранее автором метода последовательного вычитания аномалий ( ПВА) и получение новых данных о пространственном строении ряда сейсмоопасных и асейсмичных районов Земли.

Основные задачи исследования.

-развитие и совершенствование метода последовательного вычитания аномалий.

-развитие принципов параметризации среды и анализа критериев отбора данных.

-оценка «качества» ожидаемого результата на этапе планирования эксперимента.

-применение разработанной методики к изучению литосферы по данным наблюдений на ряде сейсмических сетей, характеризующихся различными типовыми геологическими условиями.

-исследование связи характерных черт строения коры и верхней мантии с зонами возможных концентраций напряжений.

-разработка методических рекомендаций по практическому применению методов сейсмической томографии для выявления мест возможных накоплений тектонических напряжений для сейсмического и геодинамического районирования. Использование этой информации для оценки сейсмической опасности при проектировании и эксплуатации народно-хозяйственных объектов.

Научная новизна.

-развит и существенно доработан разработанный ранее автором метод последовательного вычитания аномалий;

7е *

-впервые построены трехмерные модели скоростного строения ряда районов Альпийской складчатости- Ашхабадского прогностического полигона, эпицентральной зоны Спитакского землетрясения, Грозненской очаговой зоны, Шемахинской сейсмоопасной зоны, и двумерные для Исмаилинской сейсмоопасной зоны и Родопского массива;

-установлены основные закономерности строения этих регионов, выявлены зоны возможных концентраций напряжений, показана их связь с особенностями строения земной коры и верха верхней мантии и с сейсмичностью.

-для Балтийского щита впервые получены сведения о пространственном распределении скоростных неоднородностей по Р и Б волнам для территории Южной Финляндии и по Р волнам для юга Ботнического залива; установлена связь местной сейсмичности с геологическими структурами на поверхности; выявлены ранее неизвестные неоднородности строения средней части коры;

-по телесейсмическим данным получен двумерный скоростной разрез до глубин порядка 60 км, по профилю, проходящему через Кольскую сверхглубокую скважину, выявляющий основные тектонические элементы в районе заложения скважины;

-впервые получено детальное пространственное распределение скоростей сейсмических волн Р и Б в литосфере для всей территории Камчатки по данным местной сейсмичности; выделены зоны тектонических нарушений, установлена значительная скоростная неоднородность нижней части земной коры, являющейся основным сейсмоактивным слоем для данного региона; выделены участки пониженных скоростей, соответствующие зонам активной вулканической деятельности.

Практическая значимость.

Разработанный автором алгоритм восстановления пространственного распределения скоростных неоднородностей литосферы позволяет эффективно исследовать среду при ограниченных объемах экспериментального материала. Применение алгоритма позволяет надежно определять зоны тектонических нарушений, не проявляющиеся на поверхности, что делает методику особенно полезной при исследовании площадок под строительство крупных объектов.

Полученные результаты о пространственном распределении аномалий скоростей, выделение зон тектонических нарушений и установление их связи с сейсмичностью позволяют выработать рекомендации по организации систем сейсмомониторинга в сейсмоопасных районах.

На примере исследования эпицентральной зоны Спитакского землетрясения (1988 г) показано, что восстановление скоростного строения земной коры методом ПВА не уступает по точности реконструкции скоростного разреза по методике ГСЗ.

Скоростные модели, полученные в результате исследований на Балтийском щите, были использованы для введения временных поправок к существующим региональным годографам при локации сейсмических событий.

Апробация и публикации.

Основные положения и результаты работы докладывались на: 23 и 29 Генеральных Ассамблеях IASPEI (1985 г., 1997 г.), на 3 и 4 Всесоюзных симпозиумах по вычислительной томографии (1987 и 1989 г., 1991 г.), на XXII, XXVII и XXVIII Генеральных Ассамблеях ESC (1990, 2000 г., 2002 г.), на 3 и 4 Международных научно-технических совещаниях по геотомографии (1991, 1992 гг.), на Всесоюзной конференции памяти В.Б.Сологуба (1991 г.), на IX рабочем совещании комиссии по контролируемым сейсмическим источникам (Москва, 1993 г.), на XX и XXI Генеральных Ассамблеях IUGG (1991 г., 1995 г.), на международном совещании «Структура верхней мантии Земли» (Москва, 1997 г.), на рабочих совещаниях SVEKALAPKO Europrobe (1997, 1998, 1999, 2000, 2001 гг.), на Международном симпозиуме «Глубинное сейсмическое исследование континентов и их морских окраин» (1998 г.), на 3-х, 4-х и 5-х геофизических чтениях им. В.В. Федынского (2001 г., 2002 г., 2003 г.), на X и XI конференциях EUG (1999 г., 2001 г.), на объединенной ассамблее EGS-AGU-EUG (Ницца, 2003 г.).

По теме диссертации опубликовано более 40 работ, основные из которых перечислены в конце реферата.

Защищаемые положения.

1. Физическая модель среды, содержащая отдельные контрастные включения. Алгоритм восстановления скоростного пространственного строения среды в рамках заданной модели, обладающий высоким пространственным разрешением.

2. Очаги сильнейших землетрясений для регионов Альпийского | складчатого пояса: Ашхабадского прогностического полигона, района Спитакского землетрясения, Грозненской и Шемахинской очаговых зон, - располагаются в областях, соответствующих максимальному градиенту изменения скорости.

3. Области тектонических нарушений, совпадающие в значительной степени с разломными зонами, проявляются в модели как области максимального градиента скорости.

4. Характерной структурной особенностью строения Камчатки является то, что все поле скоростей можно разделить на три области: северную, среднюю и южную, отличающиеся по контрастности и разделенные зонами тектонических нарушений. Наиболее сейсмоактивными являются области, совпадающие с зонами максимальных градиентов

гс

скорости в реконструированной модели. 5. Выделенные скоростные неоднородности в средней части земной коры Балтийского щита - в Ботническом заливе и южной Финляндии -коррелируют с рельефом границы М, что может указывать на унаследованность тектонических процессов в нижней коре(прогиб до 70 км) с особенностями строения вышележащих слоев.

Фактический материал и личный вклад автора

Постановка задач , изложенных в работе , выбор путей их решения и практическая реализация принадлежат лично автору. Им предложен метод, разработаны алгоритм и программа расчета, усовершенствована методика получения скоростной модели с учетом специфики схемы эксперимента , качества и количества сейсмологической информации в каждом регионе.

Все пространственные скоростные модели, приведенные в работе, были получены лично автором или при непосредственном участии автора.

Автор принимал участие в анализе качества исходных данных. Данные по Балтийскому щиту были получены непосредственно автором в ходе выполнения работ по международным проектам BABEL и SVEKALAPKO. Все расчеты проводились при непосредственном участии автора.

Структура и объем диссертации

Диссертация состоит из семи глав, введения и заключения.

Благодарности

Автор глубоко признателен своему первому научному руководителю, члену корреспонденту РАН A.B. Николаеву, под влиянием которого сформировались мои научные интересы в сейсмологии. Продолжение и завершение работы было бы невозможно без большой помощи и поддержки члена корреспондента РАН В.В. Адушкина. Кроме того, автор сотрудничал со многими учеными, оказавшими существенную помощь в выполнении данной работы: Поповой О.Г., Гонтовой Л.И., Шаровым Н.В., Линьковой Т.М., Ушаковым А.Л., Степановой М.Ю., Маркиным В.Г.

Автор выражает свою благодарность за постоянную поддержку и внимание к своей работе В.М. Бухштаберу, М.В. Невскому, Н.И. Павленковой, Д.Д. Султанову, Н.Г. Гамбурцевой .

Особую благодарность хочу выразить О.Ю. Ризниченко, без поддержки которой часть моих исследований не была бы осуществлена.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении обосновывается актуальность исследования внутреннего строения Земли методами сейсмической томографии. Дается краткий исторический очерк основных этапов развития сейсмической томографии, как метода пространственного изучения внутреннего строения Земли в целом и отдельных ее регионов. Формулируются цель и основные задачи исследования.

Глава 1

ОБРАТНАЯ ЗАДАЧА СЕЙСМОЛОГИИ В ТОМОГРАФИЧЕСКОЙ

ПОСТАНОВКЕ.

В этой главе формулируется обратная задача сейсмики в томографической постановке. Здесь же рассмотрены вопросы, связанные с параметризацией, выбором начальной модели, подготовкой экспериментальных данных, оценкой качества реконструкции. Изложен способ выбора размеров блоков на основе статистической модели среды (Санина, 1982), приведен алгоритм оценки качества решения «сверху» (Маркин, Санина, 1994). Выводится система линейных интегральных уравнений, устанавливающая связь между наблюденными невязками времени пробега и аномалиями скорости в изучаемой среде, которая в рамках выбранного типа параметризации сводится к дискретной: А5У = Поскольку вектор ¿й всегда содержит ошибки измерений, то решение системы ищется в смысле наименьших квадратов, которое всегда существует.

Глава 2

КРАТКИЙ ИСТОРИЧЕСКИЙ ОЧЕРК. СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ. I

Рассмотрены основные этапы развития томографии как самостоятельного метода исследования внутреннего строения Земли. Большое внимание уделено методам решения систем линейных уравнений , применяемым в сейсмической томографии.

Исследуются недостатки и достоинства прямых и итерационных методов, приводится анализ основных приемов внесения априорной информации при построении геофизических моделей.

Показано, что каким бы методом не решалась обратная задача томографии, она в итоге разбивается на две подзадачи:

1.) описать множество сред (пробных сред), прохождение лучей через которые может вызвать одни и те же наблюденные времена пробега. Это и есть решение обратной задачи в рамках некой выбранной начальной

модели среды. Чаще всего в сейсмологической практике используется слоисто-блоковая аппроксимация или аппроксимация внутри ячеек, ограниченных узлами регулярной решетки.

2.) сформулировать принцип, на основе которого будет проводиться выбор «лучшей» модели или нескольких, т.е. принцип, по которому будет вестись аттестация моделей по их достоверности, качеству. В этом случае предпочтение отдается итерационным методам.

В построении многих итерационных алгоритмов реконструкции имеется универсальный подход - перенос к экспериментальным данным (в правую часть) синтетической части, определяемой по известным структурным характеристикам среды. Этот прием позволяет значительно упростить решение. Им широко пользуются в гравиметрии - введение редукции, в сейсморазведке - введение «статических» и «динамических» поправок.

Излагаемый в следующей главе метод последовательного вычитания аномалий ПВА использует тот же упрощающий прием, который довольно давно уже используется в компенсационных измерительных системах.

Глава 3

ИДЕЯ МЕТОДА ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОГО ВЫЧИТАНИЯ АНОМАЛИЙ И АЛГОРИТМ

Изложен способ построения трехмерного распределения скоростей сейсмических волн - метод последовательного вычитания аномалий (ПВА), позволяющий значительно повысить детальность исследования среды, управлять ходом решения в зависимости от имеющихся априорных представлений. Дано его строгое математическое описание. Показана сходимость. Рассмотрены вопросы устойчивости решения.

Модель среды.

Рассмотрим слоисто - блоковую аппроксимацию среды, для чего наложим на среду следующие три условия:

а) исследуемый объем разделен на слои с постоянными скоростями и однородные блоки - параллелепипеды;

б) горизонтальный размер каждого блока С1 больше поперечника центральной зоны Френеля;

в) абсолютные значения аномалий скорости гораздо меньше средних скоростей в слоях 15 V | «V.

Второе условие означает, что в модели среды рассматриваемый объём представляется разбиением на крупные блоки, то есть, для горизонтального размера каждого блока выполняется неравенство а>*1Тл, где Л- характерная длина волны вблизи ее фронта, Ь -

расстояние по лучу от неоднородности до дневной поверхности. Из этого условия следует, что распространение волн происходит по законам геометрической сейсмики.

Третье условие позволяет не учитывать преломление на боковых гранях блоков и накладывает ограничения на возможные значения аномалий скоростей в блоках.

Предполагая, что каждый блок модели содержит аномалию скорости относительно заданной начальной модели, допустим существование относительно небольшого числа блоков, у которых аномалии скорости существенно выше, то есть, превышают аномалии в остальных блоках на некоторую величину по абсолютному значению или в процентном отношении. При этом аномалии относительно априорной скорости для каждого слоя модели могут быть как положительными, так и отрицательными. Такие блоки мы будем называть контрастными.

Из соображений соответствия реальным средам предположим, что контрастные блоки разнесены в пространстве, то есть отстоят друг от друга на некоторое число блоков (узлов сетки), причём возможен случай, когда несколько (группа) блоков имеют близкие значения аномалий скорости. Таким образом, приходим к модели среды, в которой имеется небольшое число контрастных включений.

Геологическим примером реальных сред, которые могут быть представлены такой моделью, являются магматические камеры вулканов -размерами от 5-6 до 20-30 км, представляющие собой области значительных отрицательных аномалий, различные включения типа плюмов, диапиров, рифов, поперечный размер, которых варьируется от нескольких сотен метров до сотен километров.

Содержание метода последовательного вычитания аномалий.

Выберем в первоначальной модели среды блоки, имеющие наибольшие аномалии скорости. Такой выбор можно характеризовать как процедуру опроса среды на наличие контрастных аномалий, позволяющую проверить гипотезу о неоднородности среды и наличии ( наиболее контрастных аномалий. Как известно, невязка времени пробега, зарегистрированная на сейсмической станции содержит в себе информацию о всех неоднородностях, распложенных на трассе сейсмического луча. Естественно считать, что контрастные блоки вносят основной вклад в формирование невязки времени пробега и, в силу своей контрастности, будут выделяться наиболее надежно, «затеняя» менее контрастные.

Учтем вклад наиболее контрастных аномалий в наблюденных невязках времени пробега, рассчитывая невязку времени пробега, связанную с выделенной аномалией, и вычтем это значение из наблюденного времени пробега. Получим новые значения аномалий времен пробега. Рассчитывая новые значения аномалий скоростей в блоках, снова выделим наиболее контрастные аномалии, и учтем их вклад

в наблюденное поле невязок времени пробега. Описанная процедура повторяется до тех пор, пока внесение новых поправок не перестанет существенно влиять на изменение наблюденных невязок времени пробега.

Предлагаемая процедура реализует итеративный процесс метода последовательного вычитания аномалий, на каждой итерации которого происходит уточнение модели в рамках сделанных предположений о её структуре. В математической формулировке метод представляет собой реализацию классического метода линейной алгебры - метода возможных направлений, когда на каждом шаге выбираются в качестве возможных координатные. Роль координат выполняют блоки с максимально контрастными значениями аномалий скорости.

Глава 4

СТРОЕНИЕ ЛИТОСФЕРЫ БАЛТИЙСКОГО ЩИТА

В настоящей главе приведены результаты исследования земной коры по данным профильных и площадных наблюдений на территории Кольского полуострова, в Ботническом заливе и Южной Финляндии, проведенные с использованием метода ПВА.

Результаты интерпретации данных поосЬильных наблюдений в районе Кольской сверхглубокой скважины.

Работы по увязке данных СГ-3 с имеющейся сейсмологической информацией показали недостаточность отдельных линейных профилей МОВЗ-ГСЗ.

Специальных экспериментальных работ для использования томографического подхода не проводилось Был выбран профиль МОВЗ 182, длиной 60 км, на котором применялась система комплексных наблюдений МОВЗ со взрывами; эта система рассчитана на I прослеживание сейсмических границ в земной коре, изучение скоростных параметров профиля. Комплексные наблюдения МОВЗ со взрывами проведены 20 полевыми регистраторами на 40 пунктах наблюдения при расстоянии между ними 1.5-2 км; наблюдения МОВЗ выполнены одной стоянкой, т.е. все землетрясения регистрировались одновременно на всех станциях.

В результате для обработки было отобрано 21 землетрясение с азимутальных охватом от 2 до 302 градусов. Начальная скоростная модель строилась по данным интерпретации МОВЗ и состояла из шести плоскопараллельных слоев. Размер блоков выбирался на основе данных, приведенных в (Литвиненко, И.В., 1984), а также требований устойчивости решения и составил 9x9 км2 в плане. При интерпретации блоки, пересекаемые менее, чем шестью лучами и с ошибкой определения скорости более ± 0.2 км/с не рассматривались.

Если глубины и мощности слоев в модели могут быть получены на основании данных о самой среде с привлечением дополнительных методов, положение блоков с реальным положением вертикальных границ в среде связать практически невозможно. Это приводит к тому, что реальные размеры аномалий могут быть искажены. Для того, чтобы повысить надежность результата, решение повторялось со сдвигом блоков в трех направлениях на полшага сетки или на одну треть. Выбиралось наилучшее положение, которое давало наименьший остаточный фон наблюденных невязок времен пробега продольных волн. Это положение принималось за основное . Каждое значение аномалии скорости, приведенное в качестве результата является средним как минимум по четырем значениям сдвигов, относительного выбранного основного. Этот подход использовался во всех расчетах, результаты которых приведены в этой главе и последующих.

При использовании телесейсмических событий из-за практически вертикального подхода сейсмических лучей, разрешенность самых верхних слоев разреза сравнительно ограничена. Тем не менее, можно выделить высокоскоростные и низкоскоростные блоки в пределах первых 13 км на северо-востоке и юго- западе профиля ( 1 и 2 слои) . Слой 13-21 км сохраняет преемственность скоростных аномалий первых двух. Наиболее неоднородными являются слои 21-30 км и 30-40 км. На этих глубинах четко выделяются аномалии разных знаков сравнительно небольших размеров. Выделяются две высокоскоростных аномалии в северо- восточной и юго-западной частях профиля. Слой 40-65 км верхней мантии сравнительно однороден. В самом нижнем слое 65-80 км отмечается незначительная отрицательная аномалия.

Пространственная структура Ботнического залива по данным эксперимента BABEL.

Целью эксперимента BABEL являлось исследование строения и ( состава литосферы древнего щита и, особенно, изучение переходной зоны между корой, сформированной в протерозое и архее, и верхней мантией по данным о преломленных и отраженных (закритических) сейсмическим волнам.

Взрывы 121- литровой воздушной пушки, производимые с интервалами 50-75 м регистрировались вдоль профилей в Ботническом заливе и наземными станциями, находящимися на территориях Дании, Швеции и Финляндии. Такая система наблюдений позволила сравнивать результаты интерпретации данных преломленных волн с результатами близвертикальных отражений и в тоже время могла рассматриваться как площадная, пригодная для восстановления пространственной структуры исследуемого района.

Первым этапом анализа является построение начальной модели на

базе экспериментальных данных. Одним из важнейших ограничений, налагаемых на выбор модели, является ее допустимая сложность. Исходя из априорных сведений о строении Ботнического залива, мы использовали простую слоистую модель с постоянной мощностью и скоростью Р волн вдоль слоя. Градиент скорости не превышал 0.01 1/с.

Экспериментальные годографы были построены от всех возможных наземных станций и взрывов. Прямая задача решалась с использованием программы ВЕАМ-87 (Cerveny,1985). В качестве "стартовой" использовалась модель, приведенная в (Heikkinen and Luosto,1992).

Для оценки возможности и качества томографической реконструкции построены карты распределения плотности лучей в трех видах: 1- общее количество лучей, пересекающих каждый блок; 2-нормированное количество лучей и 3- карты разрешенности, рассчитанные по методике (Маркин. В.Г., Санина, И.А.,1990; Sanina I. А., Markin V.G, 1994). Согласно приведенным оценкам удовлетворительное разрешение достигается в интервале глубин 10-57км, хотя отдельные лучи достигают глубины 73 км.

Результатами исследования явились следующие.

В слое 10-23 км отмечается значительная область пониженных скоростей волн Р до 6.4 км/с и местами до 6.3 км/с.(при средней скорости 6.45 км/с. Центр этой области лежит на 100 км к северу от линии 1 и к востоку от нее. Область пониженных скоростей разбивается на две отдельные зоны на глубине 23-34 км . Четко выделяется подобласть пониженных скоростей в северной части региона. Скорости падают до 6.6 км/с с 6.8 км/с, согласно начальной модели. Область пониженных скоростей становится более очевидной на глубинах 34-46 км и смещается на восток на глубине 46-57 км, относительно своего положения в верхних слоях. Резкое понижение точности реконструкции, начавшееся с глубины 46 км, не дает возможности определить поведение скорости на больших глубинах.

Пространственное скоростное строение южной части Финляндии (Эксперимент СВЕКАЛАПКО).

Сейсмологическая часть эксперимента была нацелена на объяснение основных процессов эволюции системы литосфера-астеносфера под Фенноскандией и процессов развития главных элементов коры протерозойского и архейского возрастов. Основное место в этих исследованиях занимают методы сейсмической томографии.

Наше участие в работе сводилось к следующему. По данным о карьерных взрывах, расположенных на территории южной Финляндии и западной части России, зарегистрированных сейсмической сетью Финляндии была построена трехмерная модель коры методом ПВА.

В данном исследовании мы использовали данные о временах пробега первых фаз объемных сейсмических волн (Pg, Pn, Sg, Sn),

зарегистрированных сейсмической сетью Южной Финляндии с 1992 по 1997 годы. События располагалась на эпицентральных расстояниях от 10 до 1000 км. 2500 событий были отобраны из сейсмологического бюллетеня, опубликованного Институтом сейсмологии университета Хельсинки (электронная версия). Предварительный анализ данных показал значительные отличия в поведении указанных типов волн, от годографа 1А8Р91 и регионального. При этом наблюдалась значительная азимутальная зависимость времен пробега, как для Р, так и для Б волн.

При инверсии времен пробега использовалось записи 1300 карьерных взрывов. Время события оценивалось с ошибкой меньше 0,2 сек. Все события располагались в квадрате с координатами ф=59,5°-64,2° N и 1=22,0°-31,5° Е. Расчет начальной скоростной модели был получен на основе решения прямой задачи по программе 8Е18-83. Оценка разрешающих свойств системы наблюдения была проведена на основе синтетической тестовой модели. Модель состояла из чередования положительных и отрицательных аномалий такой же амплитуды, как предполагалось получить в реальной среде. Невязки времен пробега рассчитывались для этой модели по системе лучей, соответствующей реальной геометрии эксперимента (координат станций и событий).

В полученной модели первый слой (0-15 км) характеризуется увеличением скорости Р волны на юго-западе, юго-востоке и северо-востоке, и понижением в центральной части региона. В юго-восточной части увеличение скорости совпадает с гранитоидным комплексом Рапакиви; увеличение скорости Р волн на северо-востоке соответствует архейским породам. Очаги местных землетрясений в основном расположены в зонах перехода между высокоскоростными и низкоскоростными аномалиями.

Во втором слое (15-25 км) поведение аномалий скоростей подобно первому. Величина отношения Ур/Ув (1.80-1.85) в первом слое выше для архейских пород и относительно ниже для гранитоидного комплекса Рапакиви (1.65-1.70), аналогичное поведение отношения Ур/Уэ наблюдается и во втором слое.

Третий слой (25-44 км) характеризуется уменьшением значений скоростей волн Р и Б в центральной части региона, при этом значения Ур/Ув относительно большие (1.75-1.80). Понижение скоростей сейсмических волн происходит не пропорционально, оно сильнее для Р волн и слабее для Б, при этом для Б волн область пониженных скоростей разбивается на две части относительным увеличением скорости. Такое поведение скоростей Б волн объясняет относительно высокие значения отношения Ур/Уэ.

Четвертый слой (44-56 км) характеризуется значительным понижением скоростей сейсмических волн Р и относительно малым для Б. Значения отношения Ур/Ув в четвертом слое разделяются на две части: повышенные значений на юге и на севере и средние (1.7-1.75) в центральной части региона.

Установленные нами особенности скоростной структуры исследуемого региона объясняют различия в поведении наблюденных годографов Р и S волн . Большие отклонения их по отношению к величинам времен пробега согласно модели IASP91, в значительной степени связаны с вариациями глубины границы Мохо и ее отклонениями от осредненной модели. Наши данные по Р волнам хорошо согласуются с результатами, полученными на основе осредненных данных ГСЗ и явились независимым аргументом для внесения коррекции во времена пробега телесейсмических волн при изучении вариаций скорости в литосфере.

Выводы к главе 4.

1.По данным профиля, проходящего через Кольскую сверхглубокую скважину, получено пространственное распределение скоростей до глубин порядка 80 км. Установлена связь приповерхностных геологических структур с глубинным скоростным строением. Выявлены детали скоростного строения в первых 20 км: области повышенных скоростей и слой пониженных скоростей в интервале глубин от 5 до 15 км, что соответствует данным ГСЗ и бурения.

2.По данным эксперимента BABEL получено детальное пространственное распределение скоростей Р волн в Ботническом заливе. Установлена неоднородность строения средней части коры, впервые показана преемственность структур верхней и нижней частей коры.

3.Для территории Южной Финляндии впервые получено детальное пространственное распределение скоростей Р и S волн до глубин в 56 км. Показана связь местной сейсмичности с зонами контакта аномалий разного знака. Показана согласованность выделенных скоростных структур с основными тектоническими элементами. Выявлена неоднородность средней части коры.

Глава 5

СКОРОСТНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ ЛИТОСФЕРЫ ПОД КАМЧАТКОЙ

Представлены результаты исследования строения земной коры и верха мантии по данным о локальных и телесейсмических событиях, зарегистрированных Камчатской сетью сейсмологических станций.

Первая работа была выполнена по небольшому объему данных и носила скорее «разведочный» характер - проверить эффективность применяемой методики к изучению внутреннего строения региона.

По данным местной сейсмичности исследовалось пространственное распределение аномалий скоростей продольных волн в районе Авачинского вулкана. Местные события регистрировались 16-тью сейсмостанциями типа "Черепаха": пять из них были установлены вокруг

Авачинского вулкана и одиннадцать - вдоль пересекающего конус профиля. Было отобрано 32 местных события с наиболее четкими вступлениями Р-волн. Азимутальный охват участка наблюдений составлял 180° с эпицентральным расстоянием 30 - 230 км. Практически все они располагались в районе сейсмофокальной зоны (СФЗ). Было выбрано 28 сильных (с К > 11), телесейсмических события с четкими временами вступлений первых Р-волн, зарегистрированных на 11-ти станциях, расположенных на севере в районе Ключевской вулканической зоны и 15 станциях на юге, в районе Авачинско-Корякской группы. В основном события располагались на периферии Тихого океана. В виду малого количества лучей, освещающего исследуемый регионов, интерпретировались только значительные вариации скорости не менее ± 0.5 км/с.

Вторая работа выполнялась по большому объему экспериментального материала. Было отобрано 10154 местных события, зарегистрированных сейсмической сетью на всей территории Камчатки за период 1975-1999 годы. Использовались времена первых вступлений Р и S волн. В качестве начальной была принята пятислойная региональная модель (Кузин И.П., 1974).

Учитывая данные о значительной скоростной неоднородности изучаемого региона (Балеста, Гонтовая, 1985) и результаты собственных исследований по малому объему данных, значения невязок для Р-волн относительно общекамчатского годографа, использованные при инверсии не превышали ±2.1 сек, а для S-волн - ±3.6 сек . Траектории сейсмических лучей рассчитывались на основе пакета программ, SEIS-83 (Cerveny, Psencik, 1983).

Для оценки надежности восстановления скоростной структуры методом ПВА рассчитано разрешение для камчатской сети станций, координат, отобранных землетрясений, и выбранной параметризации среды (размер блока составлял 50x50 км2) на основе так называемого «шахматного» теста. Как показали расчеты, имеющийся объем данных обеспечил в целом высокое пространственное разрешение, наилучшие параметры разрешения соответствуют нижней коре (20-35км) и верхней мантии (35-90км).

Глубже разрешение резко падает, и в слое 90-120км оценки скоростных параметров ненадежные. Таким образом, оказалось возможным с высокой степенью детальности восстановить пространственное распределение скоростей в исследуемом регионе до глубин порядка 90 км.

В полученной скоростной модели характер распределения аномалий свидетельствует о значительной неоднородности скоростного строения литосферы по глубине и латерали.

В верхней части земной коры (0-20км^ структура скоростных неоднородностей имеет мозаичный характер. Характерно, что в южной части региона аномалии более отчетливо выражены и контрастны по

значениям скоростей. На севере не отмечено заметных скоростных вариаций по отношению к исходной модели. Слабоинтенсивные положительные аномалии проявились на некоторых участках акваторий заливов.

Нижняя кора (20-35км) характеризуется большей контрастностью скоростных вариаций. Низкоскоростные аномалии характерны для континентальной части; они приурочены к поясу вулканов и Центрально-Камчатской депрессии (ЦКД). Высокоскоростные - в основном расположены в области акваторий и побережья северного блока. Наиболее интенсивная положительная аномалия расположена в южной части Кроноцкого залива; максимальные значения невязок скорости составляют здесь 8-10%.

В слое верхней мантии (35-60км) в пределах вулканического пояса скорости понижены на 2-5%. В области фокального слоя они повышены в среднем на 2-7%; аномально высокие значения скорости приурочены к южной части Кроноцкого залива.

В мантии на глубине 90-120км приемлемое разрешение получено только в среднем блоке. Здесь в целом сохраняются особенности распределения скорости, отмеченные выше на глубине 60-90км.

Вариации скорости поперечных волн в региональном плане подобны вариациям скоростей продольных, отличия состоят в их интенсивности и контрастности.

В целом значение параметра Ур/Уэ с глубиной увеличивается, достигая максимального значения (1.83-1.85) на глубине 60-90км. Высокие значения отношения скоростей отмечены также в нижней коре в области СФЗ. Обращает на себя внимание характер изменения Ур/Уэ в плане. В земной коре значение этого параметра в акваториях в пределах фокального слоя больше, чем в континентальной части и составляет 1,781.83. Эта закономерность изменяется на обратную в слое 35-60км; значение Ур/Уэ здесь понижено до 1.63 на юге Авачинского, в пределах Кроноцкого и в самой южной части Камчатского заливов. Наиболее интенсивная аномалия пониженных (1.65) значений Ур/Ув расположена на глубине 60-90км в северной части Кроноцкого залива.

На основе полученных данных о характере распределения продольных и поперечных волн в исследуемом регионе по направлению простирания камчатского участка переходной зоны материк-океан можно условно выделить три блока:

южный - от м. Лопатка до м. Шипунского; средний - включает Кроноцкий залив и южную часть Кроноцкого полуострова; северный - от Кроноцкого полуострова до м. Камчатского (зона сочленения островных дуг). Каждый блок имеет свою внутреннюю скоростную структуру, проявляющуюся как в значениях скоростей сейсмических волн, так и в характере сейсмичности.

Выводы к главе 5.

1. Восстановленена пространственная скоростная структура литосферы в пределах Центральной и Восточной Камчатки, включая акватории заливов.

2. Земная кора и верхняя мантия региона характеризуются значительной неоднородностью скоростного строения по простиранию Курило-Камчатской островной дуги и вкрест нее. В региональном плане выделяются пояса пониженных на 2-10% скоростей в континентальном блоке, соответствующих Центрально-Камчатскому грабену и вулканическому поясу, и повышенных на 2-10% - в пределах сейсмофокальной зоны. В северном блоке простирание "фокальной" скоростной структуры верхней мантии изменяется; отчетливо проявился ее поворот к северу.

3. На фоне региональных аномалий скоростей, отражающих наиболее общие особенности структуры островной дуги, отмечены локальные, приуроченные к отдельным вулканическим группам и структурам, поперечным по отношению к ориентировке переходной зоны. В земной коре вариации скорости носят мозаичный характер. Верхняя кора в южном блоке Камчатки характеризуется более контрастными включениями; в северном блоке скоростные параметры соответствуют исходной модели.

4. Распределение значений отношения скоростей Ур/УБ по глубине и в плане указывают на возможную взаимосвязь этого параметра с физическим и напряженным состоянием литосферы. С глубиной значения Ур/УБ в целом увеличиваются, достигая максимальных значений (1.83) в слое 60-90км. Нижняя кора континентального блока характеризуется более низкими значениями Ур/Ув, чем в акваториях, в верхней мантии наблюдается обратная картина. Наиболее интенсивная аномалия пониженных значений параметра Ур/Уэ расположена в северной части Кроноцкого залива на глубине 60-90 км.

5. Сейсмофокальная зона характеризуется значительной скоростной неоднородностью. В целом фокальному слою присущи повышенные скорости Р и Б волн, однако в его пределах выделены локальные аномалии пониженной скорости.

Глава 6

СЕЙСМОЛОГИЧЕСКИЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ НЕКОТОРЫХ РЕГИОНОВ АЛЬПИЙСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

В настоящей главе приведены результаты исследования шести сейсмоактивных регионов Альпийского складчатого пояса - Родопского массива, Исмаилинской сейсмогенной зоны, Ашхабадского прогностического полигона, района Спитакского землетрясения, Шемахинской сейсмоопасной зоны и Грозненской очаговой зоны. В силу своей высокой сейсмической активности и густонаселенности этот район

представляет значительный интерес с позиций выделения зон возможных очагов землетрясений. Метод ПВА применен к данным наблюдений времен пробега волн Р от телесейсмических событий, зарегистрированных в работах по методу обменных волн от землетрясений (МОВЗ).

Стандартная методика обработки волн РБ, примененная к материалам МОВЗ, позволяет получать данные о положении границ раздела в земной коре и верхней мантии, количестве границ (расслоенность среды), статистической и динамической выразительности границ обмена, наличии слоев с инверсией скорости.

В том случае, когда исследуемый объект при площадной или профильной расстановке регистрирующей аппаратуры освещается достаточным количеством волн Р от разных направлений подхода, имеется возможность изучения его пространственной структуры в томографической постановке решаемой задачи. Как правило, при интерпретации используются времена пробега первых волн Р (Николаев, Санина и др. 1982; Попова, Санина, 1987,1990; Ботев, Бурмаков и др., 1987).

С точки зрения возможности долгосрочного прогноза землетрясений важным является изучение объемной скоростной структуры исследуемых районов и оценка на этой основе напряженного состояния среды, порождающего проявление сильной сейсмичности.

На Родопском массиве и в Исмаилинской сейсмоактивной зоне наблюдения проводились по методике профильных исследований с выносными точками, расстояние между станциями было в среднем 5-7 км. Наблюдения на Ашхабадском полигоне, в районе Спитакского землетрясения, в Шемахинской сейсмоопасной зоне и в Грозненской очаговой зоне проводились по площадной системе наблюдений. Начальные скоростные модели для каждого региона (кроме Грозненской очаговой зоны) получены в результате интерпретации волн РБ . Использовалась блоковая аппроксимация среды.

Родопский массив и Исмаилинская сейсмоактивная зона.

В качестве экспериментальных данных использовались записи 60 удаленных землетрясений, зарегистрированных в Родопском массиве и 30 - в Исмаилинской зоне.

В результате проведенных расчетов для каждого региона получено распределение аномалий скоростей 5у в каждом слое по площади в пределах выбранной сетки. Значения аномалий скорости, полученные с ошибкой Д5у>250 м/с, при дальнейшей интерпретации не использовались.

Как видно на рис.1, земная кора Родопского массива в целом неоднородна, однако характер распределения неоднородностей на разных глубинах различный. В разрезе выделяется как бы три этажа, различающихся характером изменения скоростей по латерали. В верхнем и нижнем этажах (глубины соответственно 0-15 и 38-50 км ) отсутствуют резкие изменения скоростей в блоках, контрасты аномалий не превышают

0,5 - 0,6 км/с, изолинии скорости носят спокойный, плавный характер. Промежуточный этаж (зона) ( глубины 15 -38 км ) характеризуются наличием резких локальных скоростных неоднородностей. Размеры неоднородностей от 12x12 до 20x20 км2. Диапазон изменения скоростей от 5,8 (отрицательная аномалия по сравнению с априорными скоростями в слоях, попадающих в эту зону) до 7,2 км/с (положительная аномалия скорости). Наиболее резкие контрасты скорости присущи верхней части промежуточного этажа (глубины 15 - 22 км). На глубинах 22 - 35 км контрасты аномалий менее резкие, в основном, преобладают аномалии

Рисунок 1 Скоростной разрез Родопского массива вдоль профиля Петрич-Никопол (а) и статистические глубинные разрезы без учета сноса для трех точек профиля (б). 1- изолинии скорости, км/с; 2 - положение границ обмена и границы М по данным волн Р Б; 3 — зона пониженной статистической выразительности границ обмена; 4-точки профиля

Трехзонный характер скоростного строения Родопского массива хорошо сопоставляется с особенностями статистической выразительности границ обмена в земной коре этого региона (рис. 16). Промежуточная зона, отличающаяся наибольшей скоростной неоднородностью, совпадает по глубине (Я =15-38 км) с толщей, для которой характерна пониженная I статистическая выразительность границ обмена по волнам РБ. Вероятно, при подходе волн от далеких землетрясений из разных эпицентральных зон характер формирования поля волн РБ за счет сильной неоднородности среды для каждого отдельного землетрясения будет различаться, в результате эффект накапливания волн РБ от границ в диапазоне глубин 15 - 38 км на статистических временных (или глубинных) разрезах не будет проявляться.

В районе Исмаилинской сейсмоопасной зоны, согласно нашей модели, в вертикальном разрезе отмечается четкая зональность. На глубинах 0 - 12 км выделяется этаж (зона), для которого характерны слабые изменения скорости по горизонтали; аномалии скорости не превышают 0,3 км/с, изолинии скорости носят плавный характер. Ниже располагается этаж (глубины 12 - 18 км), отличающийся повышенной

<р

гетерогенностью. Размеры неоднородностей порядка 14x5, 20x6, 12x20 км2. Скоростные аномалии изометричны. Следует отметить, что на участке профиля Кюрд - Газылы наиболее контрастные аномалии скорости характерны для глубин 12 - 30 км, а на участке Газылы - Кялва -для глубин 25 - 42 км.

Если на скоростном разрезе Родопского массива четко выделяется нижний этаж (зона) с плавным субгоризонтальным залеганием изолиний скорости, то в Исмаилинской сейсмогенной зоне четкого проявления нижнего этажа нет. Диапазон глубин 42 - 50 км хотя и отличается отсутствием резких скоростных аномалий изометричной формы, выделить его в отдельную скоростную зону можно только условно. Более обоснованно зону следует считать нижней частью 2-го гетерогенного этажа земной коры. Таким образом, скоростная структура земной коры Исмаилинской сейсмоопасной зоны по характеру распределения неоднородностей может считаться двухзонной или, условно, - трехзонной с сильно неоднородной промежуточной зоной.

Скоростное строение района Спитакского землетрясения

На примере района Спитакского землетрясения подробно рассмотрены характерные черты строения сейсмофокаьных зон Альлийского складчатого пояса.

Приведены результаты изучения скоростного строения среды по волнам Р от далеких землетрясений, зарегистрированных при работах МОВС - ГСЗ в районе Спитакского землетрясения 1988 г.

Использовались данные 22-х далеких землетрясений, зарегистрированных в основном субширотной расстановкой МОВЗ (Ленинакан - Атан) и, в значительно меньшем объеме, станциями на участке профиля ГСЗ - МОВЗ Армаш - Ахалцихе (точки 108 - 159)

Выбранный участок среды был разбит на 8 слоев, каждому слою приписывалась априорная скорость на основании осредненных данных ГСЗ для участка профиля Армаш - Ахалцихе (точки 108 - 153).

Для слоев I - V скоростная структура среды получена более детально, использовались блоки размером 10x10 км 2 . Чтобы получить скоростную структуру слоев VI - VIII, среда разбивалась на блоки размером 20x20 км2.

На рис.2 приведены послойные карты изолиний скорости. Можно видеть, что наибольшие вариации скоростей отмечаются для слоев I - III. Характер распределения скоростных аномалий в слоях I и II сходен. Наиболее контрастные скоростные аномалии отмечаются в западной и северо-восточной частях региона. Значения аномалий скорости по отношению к априорным скоростям в слоях составляют от (-1,2, -1,0 км/с) до (0,5 км/с). В районе точек Ахурян - Катнаджур - Спитак (место пересечения субширотной и субмеридиональной расстановок МОВЗ -ГСЗ) прослеживается наибольшая скоростная дифференциация. Восточнее точки Катнаджур значительных аномалий скоростей не выделено.

Рисунок 2 Пространственное распределение аномалий скоростей для района Спитакского землетрясения 1 - гипоцентр Спитакского землетрясения 1988 г.

Важно отметить, что контакт аномалий с резкой скоростной дифференциацией имеет место не только в области центральной части очага землетрясения 1988 г. Это означает, что наличие контактов аномалий разных знаков, является необходимым, но недостаточным условием для выявления очаговых областей.

Слои Ш-У также очень неоднородны по своему скоростному строению. В слое III еще сохраняется некоторая преемственность скоростной структуры слоев 1-П, проявляющаяся в значительной

скоростной дифференциации в западной части района. Восточнее Спитака вариации скоростей незначительны. Центральная часть очаговой зоны опять же приурочена к краевой области контрастной высокоскоростной аномалии, перепад скоростей до 0.5 км/с. Нижняя граница (23 км) слоя III практически является подошвой коры, которая была определена по характеру раздробленности на блоки и по проникновению разломов на глубину порядка 25 км. Таким образом, по характеру распределения скоростей в коре Спитакского региона можно предположить, что большие значения напряженного состояния среды могут возникнуть только в верхних двух слоях (I и II) и, вероятнее всего, в области точек Ахурян -Спитак, где отмечается контакт аномалий, наиболее резко отличающихся по значениям скоростей.

Рисунок 3 Сопоставление скоростной структуры слоя II (глубины 6-14 км) с энергетическим характером слабой автершоковой деятельности за период с 24.01.89 по 23.06.89 г. 1 -изолинии аномалий скорости и скорости (значения даны в скобках); 2 - изолинии выделившейся сейсмической энергии в ДжхЮ'3 за период от 24.01.89 по 23.06.89 г. 3 -положение гипоцентра Спитакского землетрясения 1988 г.

На рис.3 приведено сопоставление характера скоростной структуры слоя II (глубины 6-14 км) с выделившейся сейсмической энергией афтершоков, гипоцентры которых располагались в основном в интервале глубин 5-15 км. На этой же карте нанесен гипоцентр Спитакского землетрясения 1988 г., местоположение которого совпадает с узкой краевой частью значительной отрицательной аномалии (до - 0,7 км/с), граничащей на севере и юге с контрастными (особенно на севере) положительными аномалиями.

Контакт резко различающихся по значениям скоростей структур позволяет предположить возникновение в этой области больших напряжений, которые могли обусловить землетрясение 1988 г. Область максимума выделения сейсмической энергии при афтершоковой деятельности также совпадает с отмеченной контактной зоной.

Можно также предположить, что высокоскоростной слой IV является границей, отделяющей сейсмоактивную часть коры с резкими скоростными аномалиями от менее дифференцированной по скоростям

нижней части коры (слои V- VI), так как проявлений сейсмической активности глубже 30 км не отмечается.

Можно отметить, что верхняя мантия почти однородна, контраст аномалий не превышает 0,2 - 0,3 км/с ( VII и VIII слои); это позволяет сделать предположение о том, что геодинамические процессы изучаемого региона в основном определяются характером напряженного состояния коры.

Скоростное строение Ашхабадского сейсмоактивного полигона.

Ашхабадская очаговая зона землетрясений расположена на юге Туркмении и включает южную окраину Туранской плиты и северные склоны Копет-Дага. На ее территории происходили сильные и катастрофические землетрясения с М>6 : Ашхабадское катастрофическое (1948г.), Казанджикское (1946 г.), Красноводское (1895г.), Ашхабадские (1958 и 1978 г.г.) и Бахарденское (1979г.). Кроме того в этой зоне отмечается постоянное проявление слабой сейсмичности.

Отличительной чертой строения Ашхабадской очаговой зоны является значительная неоднородность строения земной коры до глубин порядка 45 км. Верхний слой (0-9 км) содержит резкие контрастные аномалии скорости разных знаков, достигающие 0.8-1.0км/с. Положение нулевой изолинии достаточно хорошо совпадает с положением Копетдагского глубинного разлома, особенно в его юго-восточной части, к этой области приурочена центральная часть очаговой зоны Ашхабадского землетрясения 1948 г. Гипоцентр землетрясения 1948 г. совпадает с областью контакта скоростных неоднородностей разного знака, прослеживающихся в интервале глубин 20-32 км.

Скоростное строение Шемахинской очаговой зоны

Шемахинская очаговая зона относится к сейсмоопасным зонам 1-й категории, которые отличаются максимальным наблюденным энергетическим классом К=15 (возможно, и К=16), высокой интенсивностью I = 8-9 баллов и повторяемостью разрушительных землетрясений с периодом Т ~ 25 лет . Гипоцентры основной массы землетрясений этого региона в основном располагаются на глубинах 3-13 км,

Для обработки использовались времена пробега 1-й Р- волны от 20-ти телесейсмических событий, зарегистрированных расстановкой из 30-ти станций. Расстояние между станциями от 3-х до 12-ти км.

Основными особенностями скоростного строения среды Шемахинского сейсмоактивного региона является большая скоростная неоднородность среды по латерали на всех уровнях глубин в коре и верхней мантии (до глубин 65 км). Контрастность аномалий по отношению к априорным скоростям в среднем достигает 0.8 км/с. По характеру распределения скоростных неоднородностей земная кора

е<,

делится на две зоны. Верхняя (0-15 км) отличается высоким градиентом скорости с глубиной и отсутствием локальных аномалий. Для второй зоны (15-53 км) характерно наличие резко контрастных локальных аномалий.

Рисунок 4 Вертикальный скоростной разрез Пиркули-Чарван в направлении С-Ю по данным сейсмической томографии. 1 - центральная часть Шемахинской очаговой зоны.

В области центральной части очаговой зоны практически на всех уровнях глубин в земной коре имеет место контакт резко различных по скоростям аномалий, что может являться источником концентрации больших напряжений в этой области (рис.4).

Скоростное строение Гоозненской очаговой зоны

Грозненский сейсмоопасный регион расположен на участке, охватывающем частично северный склон Большого Кавказа и область Предкавказского прогиба, и является районом постоянной сейсмической активности. Глубины гипоцентров колеблются в диапазоне от первых км до 45-50 км, причем основная масса землетрясений происходит на глубинах 0-20 км.

Кора и верхняя мантия изучаемого региона на всех уровнях глубин в горизонтальном плане очень неоднородны по скоростям. В двух верхних слоях, особенно в слое I, распределение скоростей по латерали отвечает характеру рельефа дневной поверхности. План распределения скоростных аномалий в нижележащих слоях существенно изменяется по отношению к верхним слоям. Скоростная дифференциация аномалий на всех уровнях составляет до 1,2 км/с.

Для Грозненской очаговой зоны построено несколько скоростных моделей. В основном максимальное влияние на значения средних скоростей оказывают скорости в верхней части разреза. По этому принципу, исходя из распределения скоростей в двух верхних слоях 0-5 км и 5 - 13 км, весь регион был разбит на четыре зоны. Были построены

кривые пластовых скоростей в каждой из областей (I - IV ), далее были получены осредненные скоростные зависимости и по ним рассчитывались зависимости средней скорости с глубиной. Наиболее высокоскоростной частью региона является его Ю-ЮВ часть, наиболее низкоскоростной -область I. Различие в средних скоростях этих областей на разных уровнях глубин порядка 0,5-0,6 км/с.

Выводы к главе 6.

1.Изучение глубинного и скоростного строения среды по комплексному анализу волн Р, РБ от далеких землетрясений показало однотипный характер строения консолидированной коры всех рассматриваемых регионов:

а) расслоенность консолидированной коры по данным волн РБ достаточно велика, выделяется от четырех до шести-семи слоев;

б) по характеру распределения скоростных неоднородностей на основании обработки времен вступления волн Р способом сейсмической томографии кора состоит из двух или трех этажей:

в) верхний этаж ( до глубин 12 - 20 км ) характеризуется отсутствием резких локальных скоростных аномалий повышенной или пониженной скорости, изолинии скорости отличаются спокойным плавным характером;

г) второй этаж (от 12 - 20 до 40 - 50 км ) содержит в себе локальные , скоростные неоднородности разных знаков, размеров и степени резкости перепада скорости, часто распадается на два этажа: неоднородный, гетерогенный (от 12 - 15 до 35 - 40 км ) и более однородный, близкий по характеру распределения скоростей к верхнему этажу, в диапазоне глубин от 35 - 40 км до подошвы земной коры.

д) показано, что гипоцентры сильнейших землетрясений приурочены к зонам контакта низкоскоростных и высокоскоростных неоднородностей.

2. На примере Ашхабадского сейсмоактивного полигона показано неоднородное скоростное строение верхней мантии до глубины 110 км. Размеры скоростных неоднородностей такого же порядка, как и в коре.

3. На примере изучения скоростного строения Грозненской очаговой зоны показано, что комплексная интерпретация данных МОВЗ по волнам Р и РБ позволяет проводить изучение глубинного скоростного строения среды без использования дополнительных взрывных сейсмических исследований, что особенно важно для густонаселенных, промышленных районов, где проведение взрывных работ осложнено.

Глава 7

ОБСУЖДЕНИЕ ПОЛУЧЕННЫХ РЕЗУЛЬТАТОВ

В данной главе обсуждаются пространственные скоростные модели литосферы, полученные с применением метода последовательного вычитания аномалий, с точки зрения их связи с геологическим строением и с особенностями тектоники для отдельных регионов.

Скоростной разрез через Кольскую сверхглубокую скважину (СГ-3)

В данном случае имеется уникальная возможность сравнить данные бурения с результатами реконструкции скоростного строения методом сейсмической томографии (рис.5).

Рисунок 5 Скоростной разрез через Кольскую сверхглубокую скважину. 1 - Тольпвыдская зона блоковых структур, 2 - Пороярвинская зона смятия, 3 - Печенгский синклинорий, 4 -Западно-Кольский блок.

По данным ГС-3 (Козловский, 1984) установлена явная связь скорости распространения сейсмических волн с составом пород и его изменением за счет вторичных процессов. Нам удалось выделить основные закономерности распределения скорости с глубиной, отмеченные по данным бурения: высокие скорости порядка 6,5 км/с на глубинах до 7-8 км в северо-восточной части региона; область относительного понижения скорости (6,1-6,2 км/с) для юго-западной части; поведение изолинии 6.3 км/с в интервале глубин 8-15 км для северо-восточной части может быть проинтерпретирована как область ( слой) пониженных скоростей.

При разбиении модели на слои граница на глубине 7 км была задана специально, чтобы у нас была возможность сравнить наши результаты с данными бурения. Мы не можем утверждать, что этой границы не существует, как следует из данных по СГ-3, скорее всего, она существует фрагментарно, т.к. ожидаемое повышение скоростей отмечено нами на северо-востоке профиля. Тем самым наши результаты подтверждают сложное, составленное сравнительно мелкими блоками, строение исследуемого региона.

Четко выделяется высокоскоростная аномалия в северо-восточной части профиля, которую можно рассматривать как отражение интрузии гранитов. Судя по данному разрезу, можно предполагать, что этот

интрузивный массив не имеет глубинных корней, и его нижняя граница ограничена глубиной 7-9 км.

В этом же районе, на глубине 25-30 км, присутствует тоже высокоскоростная аномалия, но т.к. скорость vp меняется от 6.6 до 7.0 км/с, то в составе ее .по-видимому, преобладают ультраосновные разновидности пород. Можно предположить, что между этими интрузиями нет связи; они являются самостоятельными телами, разделенными довольно мощной толщей низкоскоростных, слабо метаморфизированных пород. Можно предполагать, что нижняя интрузия непосредственно сформировалась за счет поступления магмы из более глубоких горизонтов консолидированной коры или из мантии; указанием на это служит незначительных подъем изолиний 8.2- 8.4 км/с на глубинах от 65-85 км.

В юго-западной части профиля выделяется глубинная аномалия. Выделенные отдельные аномальные включения в интервалах глубин 20-40 км совпадают с Пороярвинской зоной смятия и Западно-Кольским блоком. Глубинное строение Печенгского синклинория существенно отличается по своему строению от граничащих с ним указанных выше блоков земной коры. Это различие проявляется в существенно более низких скоростях продольных волн и опускании изолинии 6.3 км/с. Выявленные по нашим данным глубинные интрузии могут создавать условия для формирования складчатой структуры в центральной части разреза. Полученный разрез существенно дополняет представления о тектонических процессах, приведших к формированию особенностей строения верхней части земной коры и согласуется с данными приповерхностной геологии.

Наши результаты находятся в хорошем качественном согласии с выводами (К.Е. Веселов, 1984 ) о том, что характер гравитационного поля в районе СГ-3 не позволяет предполагать наличие на глубине крупных блоков пород, отличающихся по плотности. Мелкоблоковая структура вполне возможна.

Таким образом, применение сейсмотомографического подхода позволило расширить наши представления о глубинном строении района Кольской СГ-3, дополнив их пространственным изображением в масштабе 2.5-D.

Интерпретации данных эксперимента BABEL.

Основным результатом является пространственная модель строения коры Ботнического залива. Мы подтвердили возможность депрессии границы Мохо в восточной части линии 1 и ее волнообразную форму, что отмечалось ранее ( Graham, 1992).

При рассмотрении вертикального сечения через модель, полученную по нашим данным, в направлении северо-запад-юго-восток (рис. 6) хорошо видно формирование двух зон пониженных скоростей на глубинах 23-46 км в средних и нижних слоях земной коры. Подобное

УУ

поведение скорости было отмечено (УНшегш et.al.1998) в коре в северной части региона по данным линий 2, 3 и 4. Отмеченные аномалии скоростей (низкие) имеют важное значение в понимании геологических процессов, протекающих в регионе. Одной из возможных интерпретаций может быть следующая.

Рисунок 6 Вертикальное сечение через модель южной части Ботнического залива, полученного в направлении северо-запад-юго-восток. Белая ломаная линия - ограничивает области высокого разрешения в центральной части рисунка.

Профили эксперимента BABEL расположены внутри акреционных дугообразных террейнов Свекофеннинской провинции ( BABEL Working Groop 1993а, Korja et al.1993). Можно ожидать, что подобный тип коры состоит из мафических частей, унаследованных от бывших андезитовых вулканических дуг и фельзитовых частей, унаследованных от бывших краевых дуг бассейнов (Gaal and Gorbatcshev,1989). Другими словами, области пониженных скоростей в средней коре совпадают с предполагаемым положением Ботнического прогиба (Bothnian Basin)( Lundqvist, 1979). По данным приповерхностных наблюдений можно ожидать существование впадины глубиной не менее 10 км, наши результаты указывают на возможную глубину порядка 34 км.

Смещение положения аномалии в средней коре в горизонтальном направлении и депрессии границы Мохо могут указывать на динамику процесса. Скорости в 7.05- 7.95 км/с обычно интерпретируются как мафические интрузии и просто описываются как присоединившиеся к литосферной плите. Промежуточные значения скоростей указывают на то, что передотитовая по составу мантийное вещество впервые обнаруживается на глубине порядка 73 км , возможно 60 км. Нижняя кора, расположенная выше, возможно мафического (габброподобного) состава находится в состоянии метаморфического перехода от гранулированной в эклогитовую фрацию ( Hynes and Snyder, 1995). Ранняя метаморфическая история этого слоя земной коры может быть частично определена последующим развитием, расположенной рядом Ботнической впадины (Dewey et al 1993).

В результате проведенного исследования в Ботническом заливе показано, что в рамках слоисто-блоковой модели среды можно надежно восстанавливать скоростное строение в интервале глубин 10-46 км и указать на наличие неоднородностей в интервале 46-73 км. При выборе размера блоков, мы установили, что удовлетворительное разрешение наблюдается при размерах блоков около 40 км. Этот размер является средним размером неоднородностей, характеризующим Балтийский щит, т.к. ранее было показано, что этот размер варьируется от 15-20 км до 60 (Brteussen,1975, Aki,1977, Санина ,1982). Полученные нами результаты являются новыми и позволяют более полно представить эволюцию земной коры Балтийского щита.

Строение земной коры Южной Финляндии.

Полученная модель для Центральной Финляндии показывает те же основные закономерности скоростного строения земной коры, что и для Ботнического залива: слабые вариации скорости до глубин порядка 15 км, увеличение контрастности на глубине 15-25 км; значительное понижение скорости в интервале глубин 25-44 км, т.е. мы опять наблюдаем связь скоростных аномалий средней части коры с нижней. По нашим данным зона пониженных скоростей на глубине 44-56 км смещается на север по сравнению с картой границы М, ( Luosto,199lB, 1997). Этот результат может быть связан с различной разрешенностью по глубине при томографических и принятых в ГСЗ схемах интерпретации. К сожалению, ограниченный диапазон эпицентральных расстояний не позволил нам исследовать среду глубже.

Обращает на себя внимание различие в поведении аномалий Р и S волн. Аномалии по Р волнам выражены значительно сильнее. Характер распределения скоростных неоднородностей волн S повторяет характер распределения для волн Р только в основных чертах, наиболее четкая корреляция наблюдается в нижней части коры на глубине 44-56 км. По данным профилей ГСЗ таких особенностей в поведении поперечных волн не отмечено. Аналогичное поведение волн S отмечено в (Bannister et al. 1991) при исследовании скоростного строения верхнего слоя верхней мантии по данным местной сейсмичности методом LSQR. Обобщенная скоростная модель коры для поперечных волн в эксперименте СВЕКАЛАПКО построена путем пересчета скоростей Р- волн в S в соотношении 1.71, 1.73, 1.76, 1.78 для верхней, средней, нижней коры и мантии соответственно (Luosto, 1997) и не отражает выявленных нами особенностей. Выявленная значительная мощность земной коры не проявляется в аномалиях силы тяжести. Исключение составляют отрицательные аномалии, связанные с Рапакиви гранитоидным комплексом и осадочнымы отложениями в Ботническом море (Sandwell, Smith,1997).

Проведенные нами исследования пространственного строения земной коры Южной Финляндии в рамках эксперимента СВЕКАЛАПКО

позволили получить новые данные о скоростном строении региона.

Скоростные неоднородности литосферы под Камчаткой.

Принципиальным отличием нашего исследования от имевшихся ранее является то ,что пространственное распределение скоростей объемных волн получено для всего региона и по единой методике. Появилась возможность одновременного сравнения строения отдельных частей региона от акватории океана до Центрально-Камчатской депрессии.

Так в нижней коре (20-35км) установлено, что региональная высокоскоростная аномалия ("фокальный" скоростной слой) осложнена низкоскоростными вариациями, которые имеют поперечную ориентировку и продолжение в континентальном блоке, в частности, в северной части Авачинского залива и Кроноцкого полуострова. К ним приурочено наибольшее количество землетрясений в земной коре.

В слое верхней мантии (35-60км) выделена цепочка слабоинтенсивных положительных аномалий в акватории океана; она расположена примерно посередине между осью глубоководного желоба и линией максимальной сейсмичности в пределах СФЗ. В этом слое так же, как и в земной коре, проявились аномальные структуры северо-западной ориентировки (в северной части Авачинского залива и Кроноцкого полуострова). Вероятно, выделенные поперечные структуры имеют глубокое (мантийное) заложение.

Как уже отмечалось, в целом повторяя характер поля скоростей Р волн, характер распределения Б волн отражает собственную структуру, часто отличную от Р. В частности, низкоскоростная неоднородность в области Ключевской группы вулканов отчетливо выражена в поле невязок скорости 8 до глубины 90км. Проявилось изменение характера этой зоны с глубиной: если в нижней коре ее размер в диаметре составляет ~ 6070км, то в слое 60- 90км она представляет небольшое "пятно" пониженной на 1-2% скорости. Более четко проявились также контуры высокоскоростной аномалии в Кроноцком заливе: она резко затухает под Кроноцким полуостровом по границе смещения к западу вулканического пояса.

Установленный нами характер распределения Ур/УБ с глубиной в целом совпадает, с данными, приведенными в (Кузин, 1974, Фарберов, 1974), но значительно детальнее последних. Высокие значения Ур/Уэ (1.83-1.85) на глубине 60-90км, возможно, обусловлены значительной флюидонасыщенностью мантии на этой глубине. Высокие значения отношения скоростей отмечены также в нижней коре в области СФЗ. Этот факт может свидетельствовать о характере напряженного состояния выделенной области. Обращает на себя внимание характер изменения Ур/Уэ в плане. Наиболее интенсивная аномалия пониженных (1.65) значений Ур/Уэ , расположенная на глубине 60-90км в северной части Кроноцкого залива имеет продолжение на суше. Возможно, эти

особенности в характере размещения низких значений параметра Vp/Vs связаны со значительными растягивающими напряжениями в коре и мантии. На сложное, анизотропное поле напряжений указывается в (Peyton et al, 2001)

На рис.7 представлено вертикальное сечение (АА) литосферы вдоль сейсмофокальной зоны и распределение землетрясений с энергетическим классом Ks >12.6, происшедших за период 1975-1999 годы. На плоскость разреза проектировались значения скорости Vp и гипоцентры из блока литосферы шириной 50км. Согласно рис.7 область фокального слоя в целом характеризуется повышенными скоростными свойствами; вместе с тем ему присуща значительная внутренняя неоднородность, проявляющаяся на всем протяжении островной дуги в виде вариаций пониженной скорости различной конфигурации. Эти данные в общих чертах согласуются с характеристикой скоростных свойств СФЗ, приведенной в (Slavina, Pivovarova, 1993), но детальнее последней. Распределение гипоцентров четко коррелируется с вариациями скоростей в пределах фокального слоя; наибольшее количество событий приурочено к низкоскоростной аномалии в северной части Авачинского залива -глубинному разлому, вероятно, мантийного заложения. В целом к наиболее сейсмоактивным вдоль профиля АА относятся зоны значительных градиентов скоростных параметров, которые четко проявились в структуре скоростных полей. Западная граница высокоскоростного " фокального " слоя круто, под углом близким к 90°, наклонена под континентальный блок; одновременно уменьшается мощность слоя. Выявленные особенности расположения скоростных вариаций до глубины -120 км в целом соответствуют форме и некоторым свойствам СФЗ, детально охарактеризованным в (Федотов и др. 1985).

А аб^ношй «рмгтш* К»™««»»»« А

о «» зоа уя *** *#> soo »ш «и

н, к®

Эмтпрясений: Ks:« - izt-iie, о - fj.«-M.e; о • и.е-и.б

Рисунок 7 Вертикальное сечение (АА) литосферы вдоль сейсмофокальной зоны и распределение землетрясений с энергетическим классом Кб >12.6, происшедших за период 1975-1999 годы

Проведено сравнение наших результатов с данными (ОогЬаШУ й а1., 1999). Показано, что в целом они не противоречат друг другу. При этом, как в нашем случае, так и в (ОогЬа1оу et а1., 1999) процент объясненных аномалий времен пробега не превышает 20. Это свидетельствует о необходимости анализа других причин формирования поля невязок времен пробега.

гз

Подводя итог сказанному, по всей вероятности, внутреннее скоростное строение Камчатки в рамках существующих представлений и количества и расположения сейсмических станций изучено уже достаточно подробно. Дальнейшие исследования требуют нового подхода и других систем наблюдений.

Зоны Альпийского складчатого пояса.

Рассмотрены основные элементы строения, выявленные по данным сейсмической томографии для - Родопского массива, Исмаилинской сейсмогенной зоны, Ашхабадского прогностического полигона, района Спитакского землетрясения, Шемахинской сейсмоопасной зоны и Грозненской очаговой зоны

Анализ вертикальных разрезов, полученных по данным пространственного распределения аномалий скоростей, показал, что для всех районов Альпийской складчатой зоны земная кора и верх мантии имеют схожее строение, выражающееся в наличии куполообразных структур и слоев с резким контрастом скоростей в соседних блоках. Земная кора всех рассмотренных районов является двух или трехуровневой. Верхний слой до глубин около 10-15 км, как правило, не содержит значительных аномалий скорости. Средний слой на глубинах 15-30 км, как правило, неоднородный, содержит контрастные включения разных знаков, перепады скоростей достигают 0.8-1.0 км/с. Гипоцентры сильнейших землетрясений находятся именно в этом слое. Нижний слой коры обычно не содержит значительных скоростных неоднородностей. Исключение составляет район Грозненской очаговой зоны, где земная кора неоднородна по всей своей толще.Анализ информации о пространственном скоростном строении, полученной для данных районов, осуществлялся в Центре ГЕОН с помощью обрабатывающей системы ГЕО ( Гитис, 1986.1993)), разработанной в Институте проблем передачи информации (ИППИ). Матобеспечение ГЕО позволяет рассчитывать различные комбинации полей - осреднение полей в заданном окне, дисперсию параметров поля локальных аномалий, поле модуля градиента, статистические параметры полей.

При анализе наших результатов рассматривались следующие параметры, характеризующие среду: характер рельефа земной поверхности и основных границ в земной коре, поверхности и подошвы кристаллической коры, углы наклона этих границ, мощность консолидированной коры, количество границ в земной коре, так называемую расслоенность, статистические особенности скоростного строения по волнам Р и Б , скоростную структуру среды по характеру поведения изолиний скорости, дисперсию скорости, наличие слоев с пониженной скоростью.

Комплексный анализ большого числа сейсмоактивных регионов, проведенный по программе ГЕО (Попова и др. 1998), показал, что наличие куполовидной структуры внутри консолидированной коры до глубин

порядка 25 км с размерами от 80-до 400 км является одним из признаков сейсмической активности региона. Подобные области были выделены в районах Газлийского (1976 г.) и Казанджигского (1976 г.) землетрясений. Это позволяет предположить, что области ядер высокоскоростных куполовидных структур являются областями аккумуляции энергии,

156), 1-изолинии скорости в км/с

Если рассмотреть положение очагов сильнейших землетрясений, произошедших в исследованных нами районах, то четко прослеживается их приуроченность к краевой градиентной части локальных аномалий, к областям контакта аномалий разного знака. Области контакта аномалий разного знака можно рассматривать как зоны тектонических нарушений или разломов.

Аналогичные результаты получены в (Сабитова, 1995) для района Тять-Шаня и в (А. Ыакатига, е1 а1. 2002) для района Измитского землетрясения 1999 г. в Турции.

Анализ полей напряжений и скоростей на образцах горных пород в лаборатории Г. А. Соболева (8оЬо1еу,1996) показал, что непосредственно перед разрушением, до этого изотропные, поля напряжений и скоростей сейсмических волн распадаются на две области аномалий с противоположными знаками. Линией раздела при этом является зона тектонического нарушения - разлома. Последующее разрушение образца происходит именно по этой линии.

На основании полученных результатов по изучению районов Альпийской складчатости можно сделать следующие рекомендации по организации комплексного сейсмомонитонга.

Выбору площадок для строительства крупных

народнохозяйственных объектов должно предшествовать детальное исследование характера распределения аномалий скоростей, которое позволит выделить зоны глубинных тектонических разломов, определить их протяженность и глубину. Как было показано выше, одним из признаков потенциальной сейсмоопасности является наличие куполообразной высокоскоростной структуры, ограниченной низкоскоростными породами. В этом случае методы сейсмической томографии, использующие данные промышленных взрывов и землетрясений, представляются нам наиболее перспективными ввиду возможности их применения в густонаселенных районах и высокой экономической эффективности. Более детальные исследования могут быть также выполнены томографическими методами с применением высокочастотных источников.

Изучение среды по заранее рассчитанным системам наблюдений с учетом тектонического строения региона или отдельных его областей позволит повысить точность результатов. Наиболее перспективными подобные исследования представляются для районов повышенной сейсмической опасности на этапе региональных исследований, предшествующих организации комплексных геодинамических сетей, бурению сверхглубоких скважин.

Выводы к главе 7.

Рассмотрены результаты исследования пространственного скоростного строения литосферы трех различных по своему геологическому строению и тектонике регионов Евразии.

Получены новые сведения о строении исследованных регионов и даны методические рекомендации комплексного сейсмомониторинга.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ.

В заключении приведены основные выводы по всей диссертационной роботе. Отмечены преимущества предлагаемого метода (ПВА), заключающиеся в высокой разрешающей способности при дефиците исходных данных и несовершенстве сетей наблюдений. Рассмотрены перспективы дальнейшего развития методов сейсмической томографии.

Основные результаты работы следующие:

1. Предложена модель среды и разработан алгоритм восстановления скоростного пространственного строения среды в рамках заданной модели. Метод последовательного вычитания аномалий (ПВА) относится к классу итерационных алгоритмов, позволяющих активно использовать имеющуюся априоную информацию. Метод обладает высокой пространственной разрешенностью.

2. В результате исследований, проведенных по разработанной методике, получены трехмерные и двумерные скоростные модели для

зз

трех регионов Евразии.

- По данным профиля, проходящего через Кольскую сверхглубокую скважину получено пространственное распределение скоростей до глубин порядка 80 км. Установлена связь приповерхностных геологических структур с глубинным скоростным строением.

-По данным эксперимента BABEL получено детальное пространственное распределение скоростей Р -волн в Ботническом заливе. Установлена неоднородность строения средней части коры, впервые показана преемственность структур верхней и нижней частей коры.

- Установлена слабая скоростная неоднородность земной коры по скоростям поперечных волн по сравнению с неоднородностью по продольным волнам.

- Показана связь местной сейсмичности с зонами контакта скоростных аномалий разных знаков, выделенных нашей моделью.

- Восстановлена скоростная структура литосферы в пределах Центральной и Восточной Камчатки, включая акватории заливов.

-. Земная кора и верхняя мантия региона характеризуются значительной неоднородностью скоростного строения по простиранию Курило-Камчатской островной дуги и вкрест нее. В региональном плане выделяются пояса пониженных на 2-10% скоростей в континентальном блоке, соответствующих Центрально-Камчатскому грабену и вулканическому поясу, и повышенных на 2-10% - в пределах сейсмофокальной зоны.

-. По характеру распределения скоростей всю территорию можно разделить на три блока- северный, центральный и южный. Верхняя кора в южном блоке Камчатки характеризуется более контрастными включениями; в северном блоке скоростные параметры соответствуют исходной модели.

- Распределение значений отношения скоростей Vp/Vs различно для континентального и океанического блоков по глубине и в плане. С глубиной значения Vp/Vs в целом увеличиваются, достигая максимальных значений (1.83) в слое 60-90км. Нижняя кора континентального блока характеризуется более низкими значениями Vp/Vs, чем в акваториях, в верхней мантии наблюдается обратная картина. Наиболее интенсивная аномалия пониженных значений параметра Vp/Vs расположена в северной части Кроноцкого залива на глубине 60-90 км; аномалия имеет продолжение на суше, ориентирована на северо-запад.

- Сейсмофокальная зона характеризуется значительной скоростной неоднородностью. В целом фокальному слою присущи повышенные скорости Р и S волн, однако в его пределах выделены локальные аномалии пониженной скорости. Сопоставление с сейсмичностью свидетельствует о том, что к наиболее сейсмоактивным относятся зоны скоростных градиентов; они четко проявляются в поле скоростей.

- Для районов Альпийского складчатого пояса изучение глубинного

и скоростного строения среды по комплексному анализу волн Р, PS от далеких землетрясений показало однотипный характер строения консолидированной коры всех рассматриваемых регионов:

- области сильной скоростной дифференциации соответствуют положению гипоцентров сильнейших землетрясений; показано, что гипоцентры сильнейших землетрясений приурочены к зонам контакта низкоскоростных и высокоскоростных неоднородностей .

- На примере Ашхабадского сейсмоактивного полигона показано неоднородное скоростное строение верхней мантии до глубины 110 км. Размеры скоростных неоднородностей такого же порядка, как и в коре.

3. На примере изучения скоростного строения Грозненской очаговой зоны показано, что комплексная интерпретация данных по волнам Р и PS позволяет проводить изучение глубинного и скоростного строения среды без использования дополнительных взрывных сейсмических исследований, что особенно важно для густонаселенных, промышленных районов, где проведение взрывных работ осложнено.

4. На основании проведенного исследования можно заключить, что выделяемые в полученных моделях области контакта скоростных неоднородностей разного знака могут быть проинтерпретированы как зоны тектонических нарушений, разделяющие различные по своим скоростным характеристикам блоки литосферы, что подтверждается данным физического моделирования. Землетрясения, как правило происходят по границам этих блоков.

Список основных публикаций автора по теме диссертации.

1. Николаев А.В., Санина И.А. Метод и результаты - сейсмического просвечивания литосферы Тянь-Шаня и Памира. ДАН СССР, 1982, т. 264, №1 , с.69-72.

2. Санина И.А. Оценка параметров среды при построении блоковой модели сейсмическими методами . 1982, Изв. АН СССР , "Физика Земли", № 8, с.44-50 .

3. Nikolaev A., Sanina I., Trifonov V., Vostrikov G. Structure and évolution of the Pamir-Hindu Kush région litosphere. "Phys. Earth and Planet.Inter.", 1985, V.l, №2-3, p.199-206.

4. Николаев A.B., Санина И.А., Курасов A.H. Опыт сейсмического просвечивания осадочного чехла удаленными источниками , 1985, Деп.ВИНИТИ № 6890-В85 .

5. Санина И.А., Попова О.Г. Опыт применения способа сейсмической томографии при профильных исследованиях МОВЗ ,1988, Киев, Наукова думка, с. 82-89.

6. Николаев А.В., Щукин Ю.К., Санина И.А. и др. Глубинное и скоростное строение сейсмоактивных и асейсмичных регионов Альпийского пояса и Балтийского щита. Сб. .'Теолого-геофизические исследования в сейсмоопасных зонах СССР", Труды Всесоюзной школы-

семинара. 1989.Фрунзе, с.89-90.

7. Маркин В.Г., Санина И.А. Использование томографических методов для анализа возможностей детального изучения структуры земной коры. Сб."Томографические методы в физико-технических измерениях" 1990, М., ВНИИФТРИ с.90-95.

8. Попова О.Г., Санина И.А., Безгодков В.А., Кудрина Е.Е. Сейсмологические модели земной коры некоторых регионов Альпийского складчатого пояса.,"Вулканология и сейсмология" , 1990, №6 ,с. 64-73.

9. Свиридов C.JI., Маркин В.Г., Санина И.А. Сейсмотектонический анализ условий возникновения землетрясений Северной Греции -исследования проявления сейсмичности с привлечением данных сейсмотомографии -Сб. Структурно-геоморфологические исследования проявления сейсмичности. 1991. Препр.ИФЗ АНСССР, с.84-95.

10. Sharov N., Sanina I., Smaglichenko Т. Two-dimensional seismic tomography .1991 "Phys. Earth, and Planet. Inter." , V.64, №.1-2, p. 61- 69.

11. Санина И.А., Галкин И.Н. Проблемы геотомографии. 1992, Известия РАН "Физика Земли" №9 , с. 25-28.

12. Бухштабер В.М., Маркин В.Г., Санина И.А. Вопросы метрологической аттестации распределенных информационно-измерительных систем «Проблемы измерения параметров гидроакустических .гидрофизических полей и обработки информации» Сб.трудов ВНИИФТРИ М.,1993 с. 60-71.

13. Попова О.Г., Санина И.А., Кудрина Е.Е. и др. Скоростное строение района Спитакского землетрясения по результатам обработки телесейсмических записей Р-волн способом сейсмической томографии . 1993 ."Вулканология и сейсмология", №1, с.93-103.

14. Шаров Н.В., Санина И.А. и др. Метод последовательного вычитания аномалий в обратной задаче сейсмики по данным от площадных и профильных наблюдений - Сб. "Геофизические исследования литосферы" .1993 . Киев, Наукова думка, с.130-137.

15. Санина И.А. The Subsequent Subtraction of Anomalies Method and it's Application for 2D and 3D Earth Structure Investigation, XXI Gen. Assembly IUGG, Abstracts Boulder, Colorado, 1995

16. Sanina I.A., Buchstaber N., Hyvonen L.T. Estimation of Heteroge neities Statistical Chara cteristics Based on Method of Incomplete Data Matrix Analisis, XXI Gen. Assembly IUGG, 1995

17. Гонтовая Л.И., Санина И.А., Сенюков С.Л., Степанова М.Ю. О скоростной объемной модели литосферы Восточной Камчатки (по данным сейсмической томографии). Вулканология и сейсмология, 1995. № 4-5, стр.150-159.

18. Kosminskaya I., Sanina I.A. Riznichenko О. et al., A 3-D approach to interpretation of the BABEL data in the Gulf of Bothnia, Processing and modelling of BABEL seismic data from Baltic Shield: Proc. of IX Workshop meeting of Comm. on controlled sourses seismology, Moscow, p.65-72, 1996

19. Gontovaya L.I., Sanina I.A. et al. A 3-D Model of Velocity

Distribution in East Kamchatka Lithosphère Derived by Seismic Tomography, "Volcanology and Seismology", V.17, 535-546, 1996

20. Санина И.А. Модели строения земной коры по данным одного из методов сейсмической томографии, Труды междунар. совещ. "Структура верхней мантии Земли", с.120-125, М., 1997.

21. Санина И.А. Метод трансмиссионной томографии и результаты, Сб."Проблемы экспериментальной геофизики" (по результатам работы ин-та эксперимен. геофиз. ОИФЗ РАН за 1992-1996 гг), с. 167-169, М., 1996

22. Санина И.А. Сейсмическая томография: некоторые результаты, Сб."Проблемы геотомографии", с.123-140, М.,"Наука", 1997

23. Yliniemi, J., Komminaho К., Sanina I.A., Riznichenko O.Yu., Shoubik B.M., 1997. BABEL wide-angle dataset processed for the northern part of the Bothnian Bay. 29th General Assembly of IASPEI.Abstracts. 18-28 August,

1997. The saloniki, Greece, p. 56.

24. Sanina I.A., Hyvonen T. Local tomographic study of southern Finland, Annales Geophysicae, Sup. 1 to V. 16, Nice, 1998

25. Sanina I.A., Markin V.G., Ushakov A.L. Resolution properties of A BABEL section (lines 1,6,7) and 3-D reconstruction from expanded wide-angle data, VIII Internat. Symp. "Deep Seismic Profiling of the Continents and their Margins", abstracts, c.97, 1998

26. Sanina I.A., Riznichenko O.Yu., 1998. Complex seismic interpretation of the BABEL data in the Bothnian Bay. SVEKALAPKO Europrobe project workshop. Abstracts. Repino, Russia, 26-29.11.1998, p.54-55.

27. Yliniemi, J., Komminaho K., Sanina I.A., Riznichenko O.Yu., Shoubik B.M., 1998. A more complete wide-angle velocity model for the northern part of the Bothnian Bay. Program and abstracts of the 8th International Symposium on Deep seismic profiling of the continents and their margins, 20-25 September,

1998, Barcelona, Spain, T2-09, p.89.

28. Sanina I., Stepanova M. The 3-D crustal model of Southern Finland by tomography approach 2000, SVEKALAPKO WS , Lammi, Finland, 2-5 .11 2000, Book of abstract p.65.

29. Sanina I.A.,. Riznichenko O.Yu,.Markin V.G, Ushakov A.L., Snyder D.B. Resolution properties and 3D reconstruction from multi-azimuth wide-angle data in the Baltic region, 2000, Tectonophysics 329 p.345-359.

30. И..А.Санина, О.Ю.Ризниченко, Ю.В.Рослов и рабочая группа "Глубинная сейсмическая томография" проекта СВЕКАЛАПКО. Проект СВЕКАЛАПКО: сейсмологические наблюдения на территории России// 3-и Геофизические чтения им. В.В.Федынского: Тез. докл. Москва, 22-24 фев. 2001 г. М.:ГЕОН, 2001. С.84-85.

31. Sanina I, Gontovaya L.,Stepanova M,&Avdeiko G. The Influence of Hawaiian Hot-Sport on Deep Structure and Volcanism of Kamchatka . In proc. of XI EUG meeting , Strasbourg, 8-12 April, 2001.

32. Гонтовая Л.И., Санина И.А., Сенюков С.Л., Степанова М.Ю. Ящук В.В. Скоростные неоднородности под Камчаткой, Вулканология и

сейсмология. №3, 2003.

33. V. Adushkin, I. Sanina, О. Kryukova, I. Nizkous, D. Sultanov 3D P-wave mantle velocity structure beneath the Western Ural Mountaines, Abstract, 28 General Assembly, Genova, Italy, 1-6 September, 2002

34. O. Riznitchenko, I. Sanina , L. Gontovaya. Volcanic earthquakes waveform analysis in avacha area, Kamchatka Abstract ID-Nr. EAE03-A-10995 Nice, France, 06 - 11 April 2003

Содержание диссертации, доктора физико-математических наук, Санина, Ирина Альфатовна

Оглавление.

Глава 1.

Обратная задача сейсмологии в томографической постановке.

§ 1 . Формулировка проблемы.

§ 2. Параметризация модели.

§ 3. Оценка разрешающей способности и ошибка решения.

§ 4. Экспериментальные данные, начальная скоростная модель.

§ 5. Расчет трасс сейсмических лучей.

Глава 2.

Краткий исторический очерк. Состояние проблемы.

§ 1. Первые исследования литосферы методом сейсмической томографии.

§2. Основные подходы и алгоритмы обращения системы линейных уравнений, применяемые в сейсмической томографии.

Глава 3.

Идея метода последовательного вычитания аномалий и алгоритм.

§ 1. Модель среды.

§ 2. Содержание метода последовательного вычитания аномалий.

§ 3. Математическое описание метода.

§ 4. Устойчивость решения.

Глава 4.

Строение литосферы Балтийского щита.

§ 1. Результаты интерпретации данных профильных наблюдений в районе

Кольской сверхглубокой скважины (СГ-3).

§ 2. Пространственная структура Ботнического залива по данным эксперимента BABEL.

§ 3. Пространственное скоростное строение южной части Финляндии (Эксперимент СВЕКАЛАПКО).

Глава 5.

Скоростные неоднородности литосферы под Камчаткой.

§ 1. Общие сведения о строении региона по сейсмологическим данным.

§ 2. Объемная скоростная модель литосферы Восточной Камчатки.

§ 3. Исследование скоростных неоднородностей литосферы под Камчаткой.

Глава 6...

Сейсмологические модели земной коры некоторых регионов альпийского складчатого пояса.

§ 1. Родопский массив и Исмаилинская сейсмоактивная зона.

§ 2. Скоростное строение Ашхабадского сейсмоактивного полигона.

§ 3 . Скоростное строение района Спитакского землетрясения.

§ 4. Скоростное строение Шемахинской очаговой зоны.

§ 5. Скоростное строение Грозненской очаговой зоны.

Глава 7.

Заключение Диссертация по теме "Геофизика, геофизические методы поисков полезных ископаемых", Санина, Ирина Альфатовна

Выводы к главе 7.

Получены новые сведения о строении исследованных регионов, и даны методические рекомендации организации системы комплексного сейсмомониторинга.

Заключение.

В представленной работе изложены результаты многолетних исследований внутреннего строения Земли, проведенных автором с использованием метода трансмиссионной сейсмической томографии. На основе разработанного автором одного из способов сейсмической томографии — метода последовательного вычитания аномалий - получены новые данные о пространственном распределении скоростей для ряда регионов Евразии.

Основными результатами работы являются следующие:

1. Предложена модель среды и разработан алгоритм восстановления скоростного пространственного строения среды в рамках заданной модели. Метод последовательного вычитания аномалий относится к классу итерационных алгоритмов, позволяющих активно использовать имеющуюся априорную информацию. Метод обладает высокой пространственной разрешенностью.

2. В результате исследований, проведенных по разработанной методике, получены трехмерные и двумерные скоростные модели для трех регионов Евразии.

- Для территории Балтийского щита :

- По данным профиля , проходящего через Кольскую сверхглубокую скважину, получено пространственное распределение скоростей до глубин порядка 80 км. Установлена связь приповерхностных геологических структур с глубинным скоростным строением.

- По данным эксперимента BABEL получено детальное пространственное распределение скоростей Р-волн в Ботническом заливе. Установлена неоднородность строения средней части коры, впервые показана преемственность структур верхней и нижней частей коры.

- Показана связь местной сейсмичности с зонами контакта скоростных аномалий разных знаков, выделенных нашей моделью. Показана согласованность выделенных скоростных структур с основными тектоническими элементами.

Земная кора и верхняя мантия региона характеризуются значительной неоднородностью скоростного строения по простиранию Курило-Камчатской островной дуги и вкрест нее. В региональном плане выделяются пояса пониженных на 2-10% скоростей в континентальном блоке, соответствующие Центрально-Камчатскому грабену и вулканическому поясу, и повышенные на 2-10% - в пределах сейсмофокальной зоны.

- По характеру распределения скоростей всю территорию можно разделить на три блока- северный, центральный и южный. Верхняя кора в южном блоке Камчатки характеризуется более контрастными включениями; в северном блоке скоростные параметры соответствуют исходной модели.

- Сейсмофокальная зона характеризуется значительной скоростной неоднородностью. В целом фокальному слою присущи повышенные значения скоростей Р и S волн, однако в его пределах выделены локальные аномалии пониженной скорости. Сопоставление с сейсмичностью свидетельствует о том, что к наиболее сейсмоактивным относятся зоны скоростных градиентов; они четко проявляются в поле скоростей.

Для районов Альпийского складчатого пояса изучение глубинного и скоростного строения среды по комплексному анализу волн Р, PS от далеких землетрясений показало однотипный характер строения консолидированной коры всех рассматриваемых регионов: области сильной скоростной дифференциации соответствуют положению гипоцентров сильнейших землетрясений; показано, что гипоцентры сильнейших землетрясений приурочены к зонам контакта низкоскоростных и высокоскоростных неоднородностей .

3. На примере изучения скоростного строения Грозненской очаговой зоны показано, что комплексная интерпретация данных МОВЗ по волнам Р и PS позволяет проводить изучение глубинного и скоростного строения среды без использования дополнительных взрывных сейсмических исследований, что особенно важно для густонаселенных, промышленных районов, где проведение взрывных работ осложнено.

4. На основании выполненного исследования можно заключить, что выделяемые в полученных моделях области контакта скоростных неоднородностей разного знака могут быть проинтерпретированы как зоны тектонических нарушений, разделяющие различные по своим скоростным характеристикам блоки литосферы, что подтверждается данным физического моделирования. Землетрясения, как правило происходят по границам этих блоков.

Проведенные исследования подтвердили высокую эффективность метода ПВА при изучении внутреннего строения Земли. Особенно отчетливо это проявилось для районов со значительной скоростной дифференциацией зонами Альпийской складчатости и Камчатки. Основное свойство алгоритма -возможность последовательного исследования отдельных областей изучаемого района и интерактивном режиме - позволило значительно повысить пространственную разрешенность моделей ( особенно по вертикали) при сравнительно небольшом количестве экспериментального материала и несовершенстве сетей наблюдений.

Повышение детальности и устойчивости получаемых моделей в сейсмической томографии ведет к более активному привлечению априорной информации, что предполагает комплексный подход к построению пространственных скоростных моделей, например:

-использование данных различных сейсмических волн при инверсии; -получение моделей по наблюдениям времен прихода волн одного типа с учетом их спектральных характеристик;

-совместная инверсия времен прихода и амплитуд сейсмических волн и т.д.

Большие перспективы в исследовании внутреннего строения Земли связываются с методом геофизической томографии, предполагающим совместную инверсию данных наблюдений различных геофизических полей -сейсмического и гравитационного, сейсмического и электрического. Такой подход важен для развития геофизического мониторинга, направленного на выявление пространственно-временных изменений физических параметров среды, эффектов их взаимного влияния.

В этом направлении у метода ПВА большие возможности, определяемые особенностями итерационной процедуры, позволяющей управлять следующим шагом алгоритма в зависимости от имеющихся данных, полученных на основе измерений другими геофизическими методами.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора физико-математических наук, Санина, Ирина Альфатовна, Москва

1. Агомерзоев Р.А Сейсмотектоника Азербайджанской части Большого

2. Кавказа. Баку,изд-во "Эли", 1987, с. 122.

3. Аки К., Ричарде П. Количественная сейсмология М. Мир. 1983 с.605-637.

4. Алексеев А.С., Лаврентьев М.М., Мухаметов Р.Г. и др. Численный методрешения трехмерной обратной кинематической задачи сейсмики . Математические проблемы геофизики. Вып. 1. Новосибирск, 1969. С. 179191.

5. Алексеев АС., Рябой В.З. Модель строения верхней мантии по объемнымсейсмическим волнам. Сб. Строение земной коры и верхней мантии по данным сейсмических исследований. Киев. «Наукова думка» 1977,с.67-82.

6. Аниконов Ю.Е., Пивоварова Н.Б., Славина Л.Б. Трехмерное поле скоростейфокальной зоны Камчатки. Мат.проблемы геофизики. Вып.5,ч.1, Новосибирск, 1974, с.92-117.

7. Антонова Л.И., Матвеева Н.Н., Кинематика волн в трехмерно-блоковоградиентной среде. Вопросы динамической теории распространения сейсмической волны. Сб. выч. сейсм. в. 15, М.1975, с.78-89.

8. Балеста С.Т. Земная кора и магматические очаги областей современноговулканизма. М.: Наука, 1981. 132 с.

9. Балеста С.Т., Гонтовая Л.И. Сейсмическая модель земной коры Азиатскотихоокеанской зоны перехода в районе Камчатки. Вулканология и сейсмология. 198 5. N4. С.83-91.

10. Баржицкий В.В., Кременецкая Е.О., Современная геодинамическаяактивность восточной части Балтийского щита В сб. «Геофизические исследования литосферы Европейского севера СССР» 1989, Апатиты, с.35-40.

11. Безгодков В.А., Чавумян Р.Е. Опыт режимных сейсмическихисследованийна Ашхабадском прогностическом полигоне аппаратурнымкомплексом "Земля". Прогноз землетрясений. № 10. Душанбе: Дониш, 1988. С. 193-205.

12. Белоносова А.В.Алексеев А.С. Об одной постановке обратнойкинематической задачи сейсмики для двумерной непрерывно-неоднородной среды. Некоторые методы и алгоритмы интерпретации геофизических данных. М. Наука,1967,с.137-149.

13. Бессонова Э.Н.,Фишман В.М. Решение обратной задачи сейсмологииметодом. В кн. Вычислительная сейсмология,в. 14,1973,с.45-66.

14. Болдырев С.А. О схеме распределения скорости упругих волн в областисмыкания Курило-Камчатской и Алеутской островных дуг. Докл. АНСССР. 1974.T.215.N2.C.331-333.

15. Болдырев С.А., С.А. Кац, Трехмерная скоростная модель верхней мантиипереходной зоны от Тихого океана к Азиатсткому континенту, Вулканология и сейсмология, 1982, №2,с.80-95.

16. Борисов,Б.А., Рогожин Е.А., Сейсмогенный разрыв. Природа,№ 12, 1989,с.26-31.

17. Ботев Е., Бурмаков Ю.А., Винник Л.П., Треусов А.В. Трехмернаяскоростная модель литосферы центральной части Балканского региона. Болгарско геофизично списание. Т. XIII. № 1. София, 1987. С. 43-52.

18. Бугаевский Г.Н., Сейсмические исследования неоднородностей мантии

19. Земли.Киев,Наукова думка. 1978.с. 184.

20. Буллен К.Е Введение в теоретическую сейсмологию. М. «Мир». 1966. с400• 20. Бурмаков Ю.А., Облогина Т.М. Сейсмические лучи и годографы втрехмерно-неоднородных средах. Изв. АН СССР.Физика Земли, 1971, №1, с.37-44.

21. Бурмаков Ю.А., Винник Л.П., Егоркин А.В., Чернышев Н.М. Исследованиеподкоровой литосферы Сибири методом сейсмической томографии. Докл.АН СССР. 1986. Т. 287. № 1. С. 78-81.

22. Бухштабер В.Ы. и др. Акустисический томосинтез неоднородных сред.

23. Измерения в гидроаэродинамике и геофизической акустике. Сб. научн. Тр. ВНИИФТРИ, М. 1984, с. 127.

24. Бухштабер, В.М., Маслов В.К., Маркин В.Г. Обратные задачи прикладнойстатистики и томографии. Многомерный статистический анализ и вероятностное моделирование реальных процессов. М. Наука, 1990.С. 124128.

25. Бухштабер В.М., Николаев А.В. Проблемы построения томографическихизображений. Проблемы геотомографии Сб.науч.тр. 1997Под ред.tit

26. Николаева А.В., Галкина И.Н., Саниной И.А.,с.325-330.

27. Вайнштейн В.К. Трехмерная электронная микроскопия биологическихмакромолекул.УФН, 1973,т. 109,вып.З ,с.455-497.

28. Вапник В.Н. Восстановление зависимостей по эмпирическим данным.1. М.Наука,1979,с. 447.

29. Ващилов Ю .А Блоково-слоистая структура земной коры и верхней мантиии представление об астеносфере. Изостазия. М.: Наука, 1973. С. 31-43.

30. Ващилов Ю.Я .Блоково-слоистая модель земной коры и верхней мантии.1. М.Наука. 1984., с.240

31. Веселов К.Е., Михайлов И.Н. Наземные и скважинные гравиметрическиеработы в районе Кольской сверхглубокой скважины ( СГ-3). Прикладная геофизика.М. Недра.В.126,с. 72-80.

32. Винник Л.П. Исследование мантии земли сейсмическими методами, М.Наука 1976.С.187.

33. Винник Л.П.,Лукк А.А.,Горизонтальные неоднородности верхней мантииврайонах платформенной активизации Центральной Азии. Изв.АН СССР, сер.Физика Земли. 1875, № 7.с. 15-30.

34. Волхонин B.C., Линькова Т.М.,Санина И.А. .Глубинное и скоростноестроение района Кольской Сверхглубокой скважины по результатм сейсмической томографии. Прикладная геофизика, в. 128, с.28-35,1993.

35. Гервер Л.М., Маркушевич В.М., Определение по годографу скоростираспространения сейсмической волны. Сб.Выч.сейсм.в.З,М.1967,с.З-51.

36. Гитис В.Г.Миронов М.А., Буне В.И. и др. Прогноз Ммах землетрясений наоснове аппроксимации интервальных экспертных оценок. Изв.АН СССР.Сер.Физика Земли. 1986.№ 4, с.24-31.

37. Гитис В.Г.Ермаков Б.В.,Ошер Б.В. и др. Геоинформационная технологиялоя построения комплексных моделей в задачах геоинформационного прогноза.Сб.рефератов Межд.геоф.конф.и выставка, 16-19авг.М.1993,с.130.

38. Гольдин С.В.,Способы трехмерной кинематической интерпретации длясистемы слоев с негоризонтальными отражающими границами. Геология и геофизика. 1978,№7,с.90-98.

39. Гольдин С.В. Преобразование Радона в полосе в связи с лучевойсейсмической томографией. ДАН 1996.Т.347. № 1. с.16-18.

40. Гольдин С.В. Обратные задачи лучевой сейсмической томографии.

41. Геология и геофизика, 1997.Т.38. №5. с.981-998.

42. Гонтовая Л.И., Санина И.А., Сенюков С.Л., Степанова М.Ю. Ящук В.В.

43. Скоростные неоднородности под Камчаткой, Вулканология и сейсмология. 2003. №3. с. 10-21.

44. Глубинное сейсмическое зондирование Камчатки. М. Наука. 1978. 130 с.

45. Гонтовая Л.И., Ефимова Е.А., Костюкевич А.С., Пийп В.Б. Сейсмическийразрез вулкана Авачинский по данным МПВ-ГСЗ. Изв. АН СССР. Физика Земли. 1990. №3. С. 73-81.

46. Гонтовая Л.И., Санина И.А., Сенюков С.Л., Степанова М.Ю. О скоростнойобъемной модели литосферы Восточной Камчатки (по данным сейсмической томографии). Вулканология и сейсмология. 1995. N4-5. С. 150-159.

47. Гонтовая Л.И., Санина И.А., Сенюков С.Л., Степанова М. Исследованияскоростного строения литосферы Камчатки методом сейсмической томографии, Труды междунар. сов. "Структура верхней мантии Земли". 1997. г. Москва, с.123-125.

48. Гусев А.А. Ошибки определения параметров очага землетрясений

49. Камчатки. Сейсмичность и сейсмический прогноз, свойства верхней мантии и их связь с вулканизмом на Камчатке. Новосибирск: Наука. 1974. С.66-81.

50. Дачев Хр., Вольвовский И.С., Попова О.Г. Глубинное строение земнойкоры Болгарии. Докл. АН СССР. 1985, Т. 284. № 4. С. 929-934.

51. М.Мир,2001, с.430. Джеффрис Г. Земля.М. ИЛ.1960.С 246.

52. Егоркин A.M. Строение коры по данным геотраверсов .В сб. Губинноестроение территории СССР. Ред. Белоусов В.В., Павленкова Н.И.и Квятковская Г.Н., М.,Наука. 1991. с.18-135.

53. Епинатьева A.M. Кольская сверхглубокая скважина и ее влияние насейсмические методы исследования. Физика Земли. 19889, №5, с-35-46.

54. Ефимова Е.А., Рудерман Е.Н. Возможности применения цифровойсейсмические методы исследований. Физ.3емли,1989, №5,с.35-46. томографии для интерпретации геофизических данных. М.: ВИЭМС, 1982. 55 с.

55. Загородный.В.Г., Радченко А.Т. Тектоника плит северо-восточной части

56. Балтийского щита. Наука, 1988 с. 109.

57. Кравцов Ю.А., Орлов Ю.И. Геометрическая оптика неоднородных сред.1. М.,Наука,1980,с.302.

58. Кузин И.П. Фокальная зона и строение верхней мантии в районе Восточной

59. Камчатки. М.: Наука, 1974. 132 с.

60. Кузнецов Ю.И., Галдин Н.Е. Интерпретация геофизических исследованийсверхглубоких скважин (ГИСС) в кристаллических породах. Вкн.Междунар.геоф.конференция и выставка «Москва-97». Сб.тезисов. 1997.

61. Кузнецов Ю.И., Галдин Н.Е. Сверхглубокие скважины как основа длягеологической интерпретации глубинных сейсмических методов (опыт Кольской скважины СГ-3) .Региональная геология и металлогения. С.Петербург ,2000.,№ 10 с.44-61.

62. Литвиненко И.В. Сейсмические исследования земной коры Балтийского1. Щита. 1974.

63. Литосфера Центральной и Восточной Европы: Геотраверсы I, II, V. Отв.

64. Ред В.Б. Соллогуб.Киев, Наукова думка, 1987.

65. Лоусон,Ч.,Хенсон,Р. Численное решение задач метода наименьшихквадратов,М.Наука, 1986.

66. Маркин В.Г., Санина И.А. Использование томографических методов дляанализа возможностей детального изучения структуры земной коры.Сб.'Томографические методы в физико-технических измерениях" 1990, М., ВНИИФТРИ с.90-95.

67. Маркин В.Г., Санина И.А. Использование томографических методов дляанализа возможностей детального изучения структуры земной коры. Сб.'Томографические методы в физико-технических измерениях" 1990, М., ВНИИФТРИ с.90-95.

68. Матерон, Ж. Основы прикладной геостатистики М.1968,с.85-91.

69. Матвеева Н.Н.,Алексеев А.С. Машинный поиск вариантов скоростногорзреза верхней мантии по совокупности годографов глубокофокусных землетрясений. Сб.Вопросы динамической теории распространения сейсмических волн. Л.в.7.1964,с.130-143.

70. Мишенькина З.Р., Тен Е.Н., Шелудько И.Ф. и др.Сеймичсекая томографиялитосферы Балтийского щита.Физика Земли. 1998, № 2,с.20-29.

71. Мишенькина З.Р.,Шелудько И.Ф. Крылов С.В. Использованиелинеаризованной постановки обратной кинематической задачи длядвумерных полей времен t{x,l) рефрагированных волн. Численные методывсейсмичсеких исследованиях. Новосибирск.Наука, 1983,с. 140-152.

72. Наттерер,Ф.Математичсекие аспекты компьютерной томографии1. М.Мир, 1990,с.288.

73. Николаев А.В., Санина И.А. Метод и результаты сейсмического просвечивания литосферы Тянь-Шаня и Памира. Докл. АН СССР. 1982.Т.264. № 1. с.69-71.

74. Николаев А.В., Санина И.А., Курасов А.Н. Опыт сейсмическогопросвечивания осадочного чехла удаленными источниками , 1985, Деп.ВИНИТИ № 6890-В85 .

75. Николаев А.В. Проблемы геотомографии. «Проблемы геотомографии»

76. Сб.науч.тр.1997.Под ред.Николаева А.В., Галкина И.Н., Саниной И.А.,с.4-38.

77. Павленкова Н.И. Волновые поля и модели земной коры. Киев.Науковадумка, 1973 ,с.203.

78. Павленкова Н.И.Основные результаты глубинных сейсмическихзондирований за 50 исследований Региональная геология и металлогения. С.-Петербург ,2000.,№ 10 с.12-21.

79. Пивоварова Н.Б.,Славина Л.Б. Методика расчета и исследованиеустойчиволсти трехмерных полей скоростей продольных воолн ( на примере Камчатки).Изв. АН СССР. Физика Земли. 1981.№12,с. 19-27.

80. Померанцева И.В., Мозженко А.Н. Сейсмические исследования саппаратурой "Земля". М.: Недра, 1977. 256 с.

81. Попова О.Г., Санина И.А., Безгодков В.А., Кудрина Е.Е. Сейсмологическиемодели земной коры некоторых регионов Альпийского складчатого пояса. 1990,"Вулканология и сейсмология" , 1990, №6 ,с. 64-73.

82. Попова О.Г., Санина И.А., Кудрина Е.Е. и др. Скоростное строение района

83. Спитакского землетрясения по результатам обработки телесейсмических записей Р-волн способом сейсмической томографии. "Вулканология и сейсмология", 1993. №1, с.93-103.

84. Попова О.Г. Кудрина Е.Е., Санина И.А. и др. Скоростное строение

85. Грозненской очаговой зоны .Разведка и охрана недр. 1994. №10,с 29-34.

86. Попова О.Г., Санина И.А., Агамерзоев. Скоростное строение Шемахинскойочаговой зоны. Геофизика XXI века. Сб .трудов 4-е Геофизические чтения им. В.В.Федынского:. Москва, 28февраля-2 марта 2002 г. М.:ГЕОН, 2003. С. 234-239.

87. Сабитова Т.М.,Глубинное строение земной коры Тять-Шаня и выделениезон возможных очагов землетрясений (по данным сейсмологии) Автореферат диссертации на соискание ученой степени д.геол.мин. наук, Бишкек, 1995. С.61.

88. Саваренский Е.Ф.,Кирнос, Д.П. Элементы сейсмологии исейсмометрии. 1955, М.

89. Садовский М.А. Естественная кусковатость горной породы, ДАН СССР1979.№ 4,т.247,с.829-831.

90. Санина И.А. Оценка параметров среды при построении блоковой моделисейсмическими методами . 1982, Изв. АН СССР , "Физика Земли" , № 8, с.44-50.

91. Санина И.А Модели строения земной коры по данным одного из методовсейсмической томографии, Труды междунар. совещ. "Структура верхней мантии Земли", с. 120, М., 1997

92. Санина И.А. Исследование пространственного распределениянеоднородностей проходящими волнами: Автореферат дис. канд. физ.-мат. наук. М.:ИФЗ. 1986. С.27.

93. Санина И.А., Попова О.Г. Опыт применения способа сейсмическойтомографии при профильных исследованиях МОВЗ ,1988, Киев, Наукова думка, с. 82-89.

94. Санина И.А., Галкин И.Н. Проблемы геотомографии. 1992, Известия РАН

95. Физика Земли" №9 , с. 25-28.

96. Санина И.А. Метод трансмиссионной томографии и результаты,

97. Сб."Проблемы экспериментальной геофизики" (по результатам работы ин-та эксперимен. геофиз. ОИФЗ РАН за 1992-1996 гг), с. 167-169, М., 1996.

98. Санина И.А. Сейсмическая томография: некоторые результаты,

99. Сб."Проблемы геотомографии", с. 123-140, М.,"Наука", 1997

100. СВЕКАЛАПКО: сейсмологические наблюдения на территории России. 3-и Геофизические чтения им. В.В.Федынского: Тез. докл. Москва, 22-24 фев. 2001 г. М/.ГЕОН, 2001. С.84-85.

101. Сейсмическая томография. С приложениями в глобальной сейсмологии иразведочной геофизике. Под ред. Г. Нолета, М. Мир, 1990 с.416.

102. Сенюков С.Л., Ящук В.В. Изучение побочного прорыва (конус "О")

103. Ключевского вулкана методом сейсмической томографии. Сб. докл. второй молодежной школы по геологии. София, 1987. С. 252-262.

104. Славина Л.Б., Федотов С.А. Скорости продольных волн в верхней мантиипод Камчаткой. Сейсмичность, сейсмич. прогноз и их связь с вулканизмом на Камчатке. Новосибирск: Наука, 1974. С. 188-199.

105. Смирнов Я.Б.,Суворов В.М.Земной тепловлй поток в Курило-Камчатсткой и Алеутсокй провинциях .II .Вулканология и сейсмология .1980. №1, с.34-67.

106. Татарский,В .И. Теория флуктуационных явлений при распространении волн в турбулентной атмосфере. М. 1959. С.31-33 .

107. ТихоновА.Н. Об устойчивости обратных задач. ДАН СССРбт.39,№5 ,1943.

108. Треусов.А.В.,Сабитова,Т.М.,Голованов М.И. Томографическая модель земной коры Тянь-Шаня.Физика 3емли.1993,№ 10Юс.89-99.

109. Трифонов В.Г., Соболева О.В., Трифонов Р.В., Востриков Г.А. Современная геодинамика Альпийско-Гималайского коллизионного пояса.М.ГЕОС,2002,с225.

110. Тулина Ю. В., Зверев СМ, Красилъщикова Г.А. Земная кора и верхняя* мантия в области фокальной зоны у Восточной Камчатки. Сейсмические свойства границы Мохоровичича. М.: Наука, 1972. С. 50-56.

111. Фарберов А.И. Магматические очаги вулканов Восточной Камчатки по сейсмологическим данным .Ред. Федотов С.А. Новосибирск: Наука, 1974. 87с.

112. Федотов С.А., Гусев А.А., Чернышева Г.В. Шумилина J1.C. Сейсмофокальная зона Камчатки (геометрия, размещение очагов землетрясений и их связь с вулканизмом) .Вулканология и сейсмология. 1985. N4. С. 91-108.

113. Федотов С.А., Славина Л.Б. Оценка скоростей продольных волн в верхней мантии под северо-западной частью Тихого океана и Камчаткой. Изв. АН СССР. Физика Земли. 1968. N2. С. 8 31

114. Фремд А.Г., Данилова Н.П.,Кадурина Л.С.,Тараева Ф.Х.,Отчет о сейсмических исследованиях МОВЗ-ГСЗ в эпицентральной зоне Спитакского землетрясения 1988 г.Фонды ВНИИГеофизика М.1989.

115. Харкевич А.А. Брорьба с помехами.Избранные труды, Наукают.З.с.233-296.

116. Чернов Л.А. Волны в случайно-неоднородных средах. М. наука, 1975.

117. Шаров Н.В., Санина И А. и др. Метод последовательного вычитания аномалий в обратной задаче сейсмики по данным от площадных и профильных наблюдений Сб.'Теофизические исследования литосферы" .1993 . Киев, Наукова думка, с. 130-137.

118. Шаров В.Н. Литосфера Балтийского щита по сейсмологическим данным Апатиты, КНЦ РАН 1993, с.143.

119. Шаров В.Н. Эволюция взглядов на модели строения кристаллической коры Балтийского щита . Региональная геология и металлогения , №10, 2000, с.22-32.

120. Щукин Ю.К., Попова О.Г., Санина И.А. и др. Изучение глубинного и скоростного строения очаговых зон сильных землетрясений (на примере Шемахинской и Спитакской очаговых зон) Отчет фонды ВНИИгеофизиа М.1991 г. с 112.

121. Яновская Т.Б., Прохорова Л.Н. Обратная задача геофизики. Л.: Изд-во ЛГУ 1983.210.

122. Яновская Т.Б. Проблемы современной томографии. Проблемы геотомографии Сб.науч.тр.1997Под ред.Николаева А.В., Галкина И.Н., Саниной И.А.,с.86-98.

123. Яновская Т.Б. Оценка разрешения в задачах лучевой сейсмотомографии. Физика Земли. 1997 ,№9,с.76-80.

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

125. Adushkin,V., Sanina,I. Kryukova, О, Nizkous, I. Sultanov D. 3D P-wave mantle velocity structure beneath the Western Ural Mountaines, Abstract, 28 General Assembly, Genova, Italy, 1-6 September, 2002 .

126. Aki K., Christofferson A., Husebye E. Determination of the three dimensional seismic structure of the lithosphere J. Geophys. Res. 1977. № 2. p. 277-296.

127. Azbel I.Ya.,Buyanov A.F.et.al. Crustal structure of the Kola Peninsula from investigation of deep seismic sounding data. Tectonophysics, 1989.162,p/87-100,

128. BABEL Working Group, 1993a. Integrated seismic studies of the Baltic shield using data in the Gulf of Bothnia Region. Geophys. J. Int., 112, 305-324.

129. BABEL Working Group, 1993b. Deep seismic reflection/refracttion interpretation of BABEL profiles A and A in the southern Baltic Sea, Geophys. J. Int, 112,325-343.

130. Bannister,S.C.,Ruud,B.O.&Husebye,E.S.I991.Tomographic estimation of sub-Moho seismic velocities in Fennoscandia and structural implications.Tectonophysics, 189, p.3 7-53.

131. Baskus,G.and Gilbert,J.F.1970. Uniqueness on the inversion of inaccurate gross Earthdata. Philos. Truns.R.S.London,Ser.A.,266,

132. Berteussen, К.A., Christofferson et al., 1975 Wave scattering theory in analysis of P-wave anomalies at NORSAR and LAS A. Geophys. J.R.Astr.Soc., 42,403-407.

133. Bock,G,.Sanina,I, & SWEKALAPKO Seismic Tomography Working Group.Seismic Probing of Fennoscandian Lithosphere, v.82, N.50. 2001.

134. Boschi 1. and Dziewonski A.M. 1999 /High-and low-resolution images of the Earth's mantle: Implications of different approaches to tomographic modelling JGR vol. 30.p.479-492

135. Cerveny V. and Psencik 7. SEIS83 numerical modeling of seismic wave fields in 2-D laterally varying layered structure by ray method. Documentation of earthquake algorithms. Boulder. 1983.

136. Cerveny V.,1985. Gaussian beam synthetic seismograms J.Gephys.58 p. 44-72.

137. Cerveny V.,Fibras P. 1984.Numerical modeling and inversion of travel times of seismic body wave in inhomogeneous anisotropic media. GJR Asr. Soc.76,p.41-56.

138. Clayton R.,Comer R. 1983,A tomographic analysis of mantle heterogeneities from body wave travel time ( absr) EOS 64,776.

139. Comer R. 1984. Rapid seismic ray tracing in sperically symmetric Earth via interpolation of rays. BSSA, 74.p.479-492.

140. Dzievonski A.M.,Mapping of the lower mantle: Determination of lateral heterogeneity in P velocity up to degree and order 6,1984, JGR, 89, c5929-5952.

141. Dzievonski A.M.Woodhouse,J.H. 1987.Global images of the Earth's interior, Science,236,37-48.

142. Eberhart-Philips, 1986. D,3-D Velocity Structure in Northern California Coast Ranges from Inversion of Local Earthquakes Arrival Times. BSSA , 76,(4),p. 1025-1052.

143. Ellsworth W.L. 1977. 3-D structure of the crust and mantle beneath the island of Hawaii. PhD Thes. MIT . p.211.

144. Evans,В and Achauer,U 1993Teleseismic velocity tomography using the ACH method :theory and application to continental-scale studies. In Iyer H.M. and K.Hirahara (Eds) ,Seismic tomography: Theory and Practice.London.pp319-360.

145. Gaal, G., and Gorbatcshev, R., 1987. An outline of the Precambrian evolution of the Baltic shield., Precambrian Res., 35,15-52.

146. Gaal, G., 990. Tectonic styles of crustal evolution: the Baltic Shield., Bull. Geol. Soc. Finland, 58,149-168.

147. Gee,D.G.and Zeyen,H.,1996.EUROPROBE.1996 -Lithosphere Dynamics Origin and Evolution of Continents. EUROPROBE Secretariate, Uppsala University,Uppsala, p.138 .

148. Gohl, K.and Pedersen L.B., 1995. Collision tectonics of the Baltic Shield in the nothern Gulf of Bothnia from seismic data of the BABEL project.GeophJ.Int., 120,p. 209- 226.

149. Goldin,S., Ray reflection tomography: Review and Comments. Computeriezed tomography :Proc.4-th Int. Simp. Novosibirsk. 10-14 Aug.l994,p.l69-187.

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

151. Gorbatov A,Kostoglodov,V.,Suarez,G.,Gordeev,E.1997. Seismicity and structure of the Kamchatka subduction, zone. J.Geoph.Res., 102. 17883-17898.

152. Graham, D. P., Matthews, P. A. and Long, R. E., 1992. Interpretation of wide angle and normal incidence reflection data from BABEL line 1. In The BABEL Project First Status Report, pp. 93-96, eds Meissner, R.,

153. Snyder, D., Balling, N. and Staroste, E., Commission of the European Communities, Brussels.

154. Haslinger, F. and Kissling, E. 2000. Investigating the effect of the applied ray tracing in local earthquake tomography. Phys.Earth Planet.int.

155. Heikkinen,P.,Luosto,U.,1992.Velosity structure and reflectivity of the Proterozoic crust in the Bothnin Sea. In Meissner,R., Snyder D. Et.al. The BABEL Project. First status Report. 1992, Brussels, p.65-69.

156. Humphreys E.Clayton R. 1988. Adaption of Black Projection Tomography to Seismic Travel Time Problems. JGR,V.93<No B2< p. 1073-1085.

157. Hynes .A and Snyder,D., 1995.Deep crustal mineral assemblages and potential for crustal rocks below the Moho in Scotish Caledonides. Geoph.J.Int.,123,323-339.

158. Inoue H. 1993. Teleseismic tomography: global modeling. In Iyer H.M. and K. Hirahara ( Eds) , Seismic tomography: Theory and practice,

159. Iyer H. 1979. Deep structure under Yellowstone National Park,USA: a Continental "Hot spot". Tectonophysics, 56,Nol2 p. 165.

160. Kennet,B.L.N and Engdal E.R. 1991 Traveltimes for Global Earthquake Location nd Phase Identification .Geoph Journal Intern. 105(2) p/ 429-465.

161. Kennet,B.L.N.and Engdahl,E.R., 1991.Traveltimes for Glodal Earthquake Location and Phase Identification. GJI, 105(2) p.429-465/

162. Kissling E.,1988.Geotomogtaphy with Local Earthquakes Data. Reviews of Geophysics, 26(4), p.659-698.

163. Kissling,E, Husen,S. And Haslinger,F. 2000Model parametrization in seismic tomography : a choice of consequence for the solution quality. Physics of the Earth and Planetary Inter., 123(2-4);89-101.

164. Kissling,E.Husen,S.and Haslinger,F.,2001.Model parametrization in seismic tomography: a choice of consequence for the solution quality .Physics of the Earth and Planetary Interiors, 123(2-4) p.89-101.

165. Klemperer, S. L., Hague, T. A., Hauser, E.C., Oliver, J. E., and Potter, C. J., 1986. The Moho in the northern Basin and Range province, Nevada, along the COCORP 40N seismic-reflection transect. Bulletin Seismological Society America, 97,603-618.

166. Koch M.1985. Numerical study on the determination of the 3-D structure of the lithosphere by linear and non-linear inversion of teleseismic travel times. Geoph.J.R. Astr. Soc. 80.73-93,1985.

167. Korja, A., Korja, O., Luosto, U. and Heikkinen, P., 1993. Seismic and geoelectric evidence for collisional and extensional events in the Fennoscandian Shield—implications for Precambrian crustal evolution, Tectonophysics, 219,129-152.

168. Lager D.L., Lytle R.J. 1977. Determination of subsurface electromagnetic profile from high frequency measurement by applying reconstructing technique algorithms. Radio Sei. Vol. 12,N 2,p.249-260. London, p. 133-161.

169. Lundqvist, O., 1979. The Precambrian of Sweden. Sverges Geologiska Undersoekning, Afh., Series C, 768,1-87.

170. Luosto U. 1997. Structure of the Earth's crust in Fennoscandia as revealed from Refraction nd Wide-Angle Reflection Studies/ In:J. Pesonen (ed).the Lithosphere in Finland -a Geophysical Perspective. Geophysical Society of finland,Helsinki,p.3 -16.

171. Luosto, U.,Flue,E.R.and Lund,C.E., 1989. The crustal Structure Along the Polar Profile from Seismic Refraction Investigations. Tectonophysics, 162 (1-2), p. 51-85.

172. Lyachovsky V.A., Myasnikov V.P. On the relation between seismic wave velocity and stress in solid . Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1987. V. 91. P. 429437.

173. Meissner R.,Hobbs R.W. The BABEL Project. First status Report. 1992, Brussels, p. 1-5.

174. Meissner,R.,Blundell,D.,Snyder,D.,McBride,J.(Eds. The BABEL Project Final Status European Commission, Brussels, p. 115-118.

175. Muir Wood, R. 1989. Extraordinary deglaciation reverse faulting in northern Fennoscandia. In S. Gregersen and P.W. Bashman ( ed.) Earthquakes at North-Atlantic Passive Margins: Neothectonics and Postglacial Rebound. Kluwer, Dordrecht, p. 143-174.

176. Nakamura A,Hasegawa et.al. P- wave Velocity Structure of the Crust and its Relationship to the Occurrence of the 1999 Izimit, Turkey, Earthquake and Aftershocks. BSSA,92,l,p-330-338.

177. Nikolaev A., Sanina I., Trifonov V., Vostrikov G. Structure and evolution of the Pamir-Hindu Kush region lihtosphere. "Phys. Earth and Planet.Inter.", 1985, V.l, №2-3, p. 199-206.

178. Nolet G. Snieder, M.1990. Solving large linear inverse problem by projection.Geophys,J,Int.l03,p.565-568.

179. Nolet, G. 1993. Solving large linearized tomographic problems . . Seismic tomography: Theory and Practice. Ed. Iyer H.M, and Hirahara К. P 227-247.

180. Nolet.G. 1985. Solving or resolving inadequate and noisy tomographic system.J.Comp.Phys.61, p.463-482. p.123.

181. Paige,C.C.and Saunders M. 1982.LSQR: An algoritm for space linear equation and sparse least squares. ACM Trans.Math.Software, 8,p.43-71.

182. Peyton, V.,Levin,V.,Park,J.,Branton,M.,Lees,J. 2001. Mantle Flow at a Slab Edge: Anisotropy in the Kamchatka region. Geoph.Res.Letters V.28,N 2 ,379-382.

183. Poupinet G. Ahauer U. et.al. 1993. Teleseismic tomogtaphy experiment along SVEKA profile . JGR., p. 180-193

184. Riahi,M.A.,Lund C.-E. 1994. Two-dimensional modeling and interpretation of seismic wide-angle data from the western Gulf of Bothnia. Tectonophysics 239.p. 149-164.

185. Riznitchenko O, Sanina, I. Gontovaya L Volcanic earthquakes waveform analysis in Avacha area, Kamchatka Abstract ID-Nr: EAE03-A-10995 Nice, France, 06 11 April 2003

186. Roecker, S.W. 1981, Seismicity and tectonics of the Pamir-Hindu-Kush region of central Asia. Ph.D. Thes. MIT , p.181.

187. Roecker,S.W, Sabitova T.M. 1993. 3D-tlastic wave velocity structure of the Western and Central Tien Shan JGR.V.98, No.B9, p-15,779-15,795.

188. Romanovich B. 1980.A study of Large -Scale Lateral Variations of velocity in the Upper Mantle beneath WesterrEurope. Geoph.J.R.Astr.Soc.63,Nol,p.217-232.

189. Romanovich B. 1991,Seismic tomography of the Earth's Mantle.An.Rev.Earth Planet Sci. 19, p.77-99.

190. Sandoval S. The Lithosphere -Asthenosphere System beneath Fennoscandia (Baltic Shield) by Body-Wave Tomography. Ph.D. Thes./ ETH, Zurich. 2002.

191. Sandwell,D.T. and Smith,W.H.F.1997. Marine gravity anomaly from Geosat andERS 1 satellite altimetry.JGR-Solid earth, 102(B5):10039-10054.

192. Sanina I, Gontovaya L.,Stepanova M,&Avdeiko G. The Influence of Hawaiian Hot-Sport on Deep Structure and Volcanism of Kamchatka . 2001. In proc. of XI EUG meeting, Strasbourg, 8-12 April,

193. Sanina I. The Subsequent Subtraction of Anomalies Method and it's Application for 2D and 3D Earth Structure Investigation, 1995,XXI Gen. Assembly IUGG, Abstracts Boulder, Colorado,

194. Sanina I., Stepanova M. The 3-D crustal model of Southern Finland by tomography approach 2000, SVEKALAPKO WS , Lammi, Finland, 2-5 .11 2000, Book of abstract p.65.

195. Sanina I., Gontovay L. et al.l999.Investigation of Kamchatka velocity structure by seismic tomography method,. "IX Internat. Symp. "Deep Seismic Profiling of the Continents and their Margins" Book of abstract, p.65, Norway.

196. Sanina I.A., Buchstaber N., Hyvonen L.T. . 1995 . Estimation of Heterogeneities Statistical Chara cteristics Based on Method of Incomplete Data Matrix Analisis, XXI Gen. Assembly IUGG,Boulder

197. Sanina I. A., Gontovaya L.I. et al. 1996, A 3-D Model of Velocity Distribution in East Kamchatka Lithosphere Derived by Seismic Tomography, "Volcanology and Seismology", V.17, 535-546,

198. Sanina I.A., Hyvonen L.T. 1997. Crust-upper mantle tomography for southern Finland. 28-th Nordic seminar on detection seismology, Helsinki.Finland 16-17 June. Book of Abstracts p.24 .

199. Sanina I.A., Hyvonen T. 1998 Local tomographic study of southern Finland, Annales Geophysicae, Sup. 1 to V. 16, Nice.

200. Sanina I.A., Riznichenko O.Yu., 1998. Complex seismic interpretation of the BABEL data in the Bothnian Bay. SVEKALAPKO Europrobe project workshop. Abstracts. Repino, Russia, 26-29.11.1998, p.54-55.

201. Sanina I.A.,. Riznichenko O.Yu,.Markin V.G, Ushakov A.L., Snyder D.B. 2000, Resolution properties and 3D reconstruction from multi-azimuth wide-angle data in the Baltic region,, Tectonophysics 329 p.345-359.

202. Shalev,E.and Lees J.M. Cubic B-Splines at Loma Prieta. 1998. BSSA V.88 Nol,p.256-269.

203. Snieder, R.1998.The role of nonlinearity in inverse problems. Inverse Problems,14(3),387-404.

204. Sobolev. G.A.,Babichev 0.,V.,Los V.F. et al. 1996. Precursors of the Destruction of Water-Containing Blocks of Rock. Journal of earthquake Prediction Research.5 p.63-91.

205. Spakman W.,1988.Upper Mantle Delay Time Tomography. In Mathematical Geophysics(eds.Vlaar N, Nolet N.) pp.155-188.

206. Spakman W.l991.Delay time tomography of the upper mantlebellow Europe,the Meditarranean and Asia Minor.GJInt. 107,309-332.

207. Spakman W.l993,Iterative strategies for non-linear travel time tomography using global earthquake data, In Iyer H.M. and K.Hirahara ( Eds) , Seismic tomography: Theory and practice. London, p. 190-225.

208. Steck,1995, Simulated Annealing inversion of teleseismic P-wave Slowness and Azimuth for Crustal Velocity Stucture at long Valey Caldera.Geoph.Res.Letters,22(4),p.497-500.

209. Steck,L.K.Prothero,W.A. 1991. A 3-D Raytracer for Teleseismic Body Wave Arrival Times. BSSA, 81(4),p. 1332-1339.

210. TarantolaA. 1984,3D inversion without blocks. Geoph. J.R. Astr. Soc. 76.p.299-306.

211. Tarantola,A. 1987.1nverse problem theory: Methods for Data Fitting and Model Parameter Estimation.Elsvier. Amsterdam,p.243

212. Thurber C.H. 1983, Earthquakes Locations and 3-D crustal structure in the Coyote lake Area, Central CaIifornia,JGR,88 (NB10)p.8226-8236.

213. Thurber. C.H. Ellsworth W.L., 1980, Rapid solution of ray tracing problems in heterogeneous media . BSSA, v. 70, N.4 p. 1137-1148.

214. Tryggvason,A., Lund, C-E., 1996.Interpretations of BABEL wide angle records in the Bothnian Sea are .In

215. Um ,J. Thurber C. 1987. A fast algorithm for two-point seismic ray tracing. BSSA V. 77, N. 3 p.972-986.

216. Vander Sluis A. And Van der Vorst,H. 1990. SIRT and CG type methods for the iiterative solution of sparse linear least-squares problems. Lenear Algebra Appl. 130,257-302.

217. Vanyan L.L. & Pavlenkova N.I. 2002. Low Velocity and Low Electrical Resicsivity Layer at the Base of the Upper Crust under the Baltic Shield. Izvestya Phys.of Solid Earth ,V.28,No 1,, p.33-41.

218. Yliniemi, J., Komminaho K., Sanina I.A., Riznichenko O.Yu., Shoubik B.M., 1997. BABEL wide-angle dataset processed for the northern part of the Bothnian Bay. 29th General Assembly of IASPEI.Abstracts. 18-28 August,1997. Thesaloniki, Greece, p. 56.

219. Zhang,J.and Tjksoz,M. 1998. Nonlinear refraction traveltime tomography. Geophysics,63(5),p. 1726-1737.

220. Zhao ,D.,Hasegawa,A. & Horiuchi,S.,1992. Tomographic imaging of P and S wave velocity structure beneath northeastern Japan. J.Geoph. Res.,97, p. 1990919928.

221. Zhao D.& Hasegawa,A, 1993.P-wave tomographic imaging of the crust and upper mantle beneath the Japan Islands ,J. Geoph.Res.98,4333-4353.

222. Zolo A.,De Matteis et.al. 2000. A 2D nonlinear methods for travel time tomography:application to Mt. Vesuvius active seismic data. In E.Boschi,.Ekstrom and Morelli (eds) Problems in geophysics for the new millenium.Bologna.,p. 125-140.

Информация о работе

Санина, Ирина Альфатовна
доктора физико-математических наук
Москва, 2003
ВАК 25.00.10

Диссертация

Метод и результаты исследования литосферы - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы