Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1. Геолого-геофизическая характеристика южной сибири и монголии 10
1.1 Основные черты строения по геолого-геофизическим данным 10
Сибирская платформа 10
Байкальская рифтовая зона 12
Складчатые пояса 15
1.2 Сейсмологическая изученность 17
ГЛАВА 2. Теоретические основы метода функции приемника 29
Введение 29
Типы объемных волн 29
Распространение объемных волн в мантии 33
Трехкомпонентная регистрация сейсмических колебаний 37
Возможности и примеры применения метода Receive г function 38
Версия метода функции приемника, примененная в данном
исследовании 40
Метод инверсии 44
ГЛАВА 3. Сейсмические данные и функции приемника ... 46
3.1 Описание сейсмических экспериментов 46
3.2 Отбор записей 52
3.3 Выбор рабочего интервала частот сейсмических записей 52
3.4 Выделение функций приемника 56
Глава 4. Решение обратной задачи 63
4.1 Проверка возможностей метода функции приемника на моделях со слоями пониженной скорости в земной коре 63
Разрешение и вертикальный шаг в моделях 65
Разрешение и контраст скоростей 66
Разрешение и выбор начального скоростного разреза 66
4.2 Инверсия полученных приемных функций 70
ГЛАВА 5. Скоростные модели, полученные методом функции приемника 75
5.1 Одномерные модели Vs(H) 75
5,2 Двумерная модель 78
5.3 Трехмерная модель 83
ГЛАВА 6. Сопоставление результатов инверсии функции приемника с другими геофизическими и геологическими данными 93
6.1 О природе низкоскоростных слоев 93
6.2 Сравнение сейсмических и гравитационных моделей 95
6.3 Геологическая интерпретация 98
Заключение 105
Литература
- Байкальская рифтовая зона
- Трехкомпонентная регистрация сейсмических колебаний
- Выбор рабочего интервала частот сейсмических записей
- Разрешение и выбор начального скоростного разреза
Введение к работе
Актуальность темы
Знание глубинного строения коры и мантии под различными геологическими структурами имеет большое значение для понимания механизма образования этих структур и разработки геодинамических моделей. Представления о глубинной структуре земных недр формируются на основе интерпретации данных геофизических методов, из которых наиболее надежную информацию дают сейсмические методы. По многим причинам географического и экономического характера изученность земных недр под юго-западной частью Байкальской рифтовой зоны, южной окраиной Сибирской платформы и складчатыми областями Западного Забайкалья и і Центральной Монголии оказалась весьма неравномерной по площади. К тому же при сейсмических исследованиях использовались либо короткопериодные волны (метод ГСЗ на российской части территории), либо длиннопериодныс волны (метод поверхностных волн). Резульгагы глобальной сейсмической томографии на Р-волнах не отличаются большой детальностью из-за редкой сети стационарных станций.
Существенное улучшение изученности глубинного строения может быть достигнуто путем наблюдений на временных сетях портативных цифровых сейсмических станций. Записи далеких землетрясений временными станциями могут использоваться как для детальной сейсмической томографии, так и для исследования строения коры и мантии методом receiver function, который в русскоязычной литературе обычно именуется методом приемной (передаточной) функции или функции приемника. Основой метода является анализ обменных (Р на S) волн в частотном диапазоне 0,2-0,9 Гц, который не использовался ранее при сейсмических исследованиях в рассматриваемом регионе. Применение указанного метода позволило получить новую сравнительно детальную информацию о сейсмической (скоростной) структуре земной коры и верхов
5 мантии, что может служить основой для существенного уточнения представлений о тектонике и геодинамике рассмотренных регионов.
Цель работы - построение двумерной и трехмерной моделей скорости распространения поперечных сейсмических волн в земной коре и мантии до глубины 75 км для южной части Байкальской рифтовой зоны и сопредельных территорий Сибири и Монголии по записям объёмных сейсмических волн на основе использования метода приёмной функции.
Задачи исследования, поставленные для достижения цели работы:
- по записям временных цифровых сейсмических станций, действовавших в
1991-1992 и в 2003 годах, выделить экспериментальные волновые формы
приёмной функции;
провести тестирование разрешающей способности инверсии функций приемника при используемом частотном диапазоне для изучения структуры земной коры;
выбрать начальные параметры для решения обратной задачи метода приемной функции;
получить одномерные разрезы скорости поперечных волн для каждой станции путем решения обратной задачи сейсмологии методом подбора;
на основе одномерных скоростных разрезов построить двумерную и трехмерную модели скоростной структуры земной коры и верхов мантии;
сопоставить полученные сейсмические результаты с другими геофизическими и геологическими данными.
Фактический материал и методика исследования В качестве исходных данных для выделения экспериментальных волновых форм функции приёмника были использованы цифровые трехкомпонентные записи далеких землетрясений, полученные в результате двух сейсмических экспериментов: российско-американского и французско-российско-монгольского, которые проведены на территории Восточной Сибири и Центральной Монголии в 1991 - 1992 годах и в 2003 году, соответственно.
Для получения сведений о сейсмических скоростях в коре и в верхах мантии к записям объемных волн телесейсмических событий применена методика выделения и инверсии функций приёмника, то есть волновых функций, обусловленных скоростной структурой в районе регистрации (Kind, Kosarev, Peterson, 1995). Данная методика является одной из версий метода receiver function (Phinney, 1964; Burdick & Langston, 1977; Vinnik, 1977; Owens, Zandt & Taylor, 1984; Bertrand, Deschamps, 2000). Для выбора начальных приближений при построении моделей использовались скоростные параметры, установленные методом глубинного сейсмического зондирования для некоторых районов исследуемой территории. Для интерпретации полученных моделей были привлечены результаты геологических и геофизических исследований, проводимых в Институте земной коры СО РАН (Zorin et al., 1993; Зорин и др., 1994; Zorin, 1999; Zorin et al., 2002).
Защищаемые положения
На основании численного моделирования установлено, что метод приемной функции (receiver function) при использовании даже сравнительно узкого диапазона частот колебаний позволяет обнаружить в земной коре границы обмена, несмотря на то, что соответствующие им вступления обменных волн практически не разделяются из-за взаимного наложения фаз.
По одномерным скоростным разрезам, полученным путем инверсии приемных функций, которые выделены по телесейсмическим записям 60 временных цифровых станций, построены двухмерная (профиль Братск -Иркутск - Улан-Батор - Ундуршил) и трехмерная (район Южного Байкала и его окрестностей) модели распределения скорости поперечных сейсмических волн в земной коре и верхах мантии.
Результатами исследования подтверждены данные других методов об основных чертах структуры земной коры Байкальской рифтовой зоны и сопредельных территорий: Южно-Байкальская впадина в региональном
7 плане приурочена к зоне перехода от относительно тонкой коры Сибирской платформы к утолщенной коре складчатых областей Забайкалья и Монголии, а непосредственно под этой впадиной намечается локальное утонение коры. 4. На различных глубинах в земной коре под Байкальской рифтовой зоной, под складчатыми областями Забайкалья и Монголии, а также под Сибирской платформой методом приемной функции обнаружен ряд слоев пониженной скорости, основная часть которых может соответствовать мощным анизотропным зонам милонитов, сопровождающим крушю-амплитудные надвиги.
Научная новизна и личный вклад автора
Автор является одним из двух российских исполнителей французско-российско-монгольского телесейсмического эксперимента 2003 года. Он принимал непосредственное участие во всех этапах работ на российской части профиля наблюдений. Автором выделены функции приёмника для поперечных обменных волн по записям 60-ти пунктов наблюдения экспериментов 1991-1992 и 2003 годов. Инверсией функций приемника автором получено распределение скорости распространения поперечных сейсмических волн для верхних 75 километров земных недр. Все результаты работы по скоростной структуре исследуемого региона являются принципиально новыми:
1. С использованием сейсмических записей от далеких землетрясений в
диапазоне частот 0.2 - 0.9 герц, который в данном регионе ранее не
использовался, получены новые данные о сейсмической структуре земной
коры и самой верхней мантии.
2. Построена двумерная модель распределения скоростей S-волн для
профиля Братск - Иркутск - Улан-Батор - Ундуршил и трехмерная модель
для района Южного Байкала и его окрестностей. Достоверные данные о
строении земной коры Центральной Монголии получены впервые,
8 3. Метод приемной функции позволил выделить слои пониженных сейсмических скоростей в земной коре не только под Байкальской рифтовой зоной, где такой слой выявлен ранее по данным ГСЗ, но и под складчатыми сооружениями Забайкалья и Монголии, а также под Сибирской платформой. Практическая значимость работы
Полученное распределение сейсмических скоростей до глубины 75 км
может быть использовано в комплексе геолого-геофизических данных для
изучения и картирования глубинного строения земной коры. На основании
построенных сейсмических моделей, отражающих чередование слоев
повышенной и пониженной скорости в коре, с привлечением
гравиметрических и геологических данных разработана концепция существования в южной части Восточной Сибири и в Монголии крупноамплитудных надвигов, которые могут контролировать расположение месторождений различных полезных ископаемых (Zorin, 1999; Zorin et al., 2002).
Распределение скоростей сейсмических волн в коре и в самой верхней мантии может служить априорной дополнительной информацией при последующем термомеханическом моделировании геодинамических процессов, так как накладывает некоторые ограничения на представление о структуре литосферы.
Апробация работы
Основные результаты работы докладывались на третьей (2001г.), четвертой (2002г.) и пятой (2004г.) Байкальских молодежных школах-семинарах «Геофизика на пороге третьего тысячелетия», на III и JV российско-монгольской конференциях по астрономии и геофизике (Иркутск 2002, Улан-Батор 2003), на первой Сибирской международной конференции молодых ученых по наукам о Земле (Новосибирск 2002), на научно-производственной конференции, посвященной 55-летию предприятия «Иркутскгеофизика» (Иркутск 2004) и на совещании «Геодинамическая
9 эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса» в Иркутске (2004). По теме диссертации опубликовано 10 работ в соавторстве.
Структура и объем работы
Диссертация состоит из шести глав, Введения, Заключения и Приложения. Объем работы составляет 119 страниц, 41 рисунок и 5 таблиц Приложения. Список литературы включает 118 наименований отечественных и зарубежных публикаций.
Благодарности
Автор благодарен коллегам из лаборатории комплексной геофизики Института земной коры СО РАН за всестороннюю поддержку. Особенную признательность выражаю научным руководителям к.ф.-м.н. В.В. Мордвиновой и д.г.-м.н. Ю.А. Зорину за постановку задачи, консультации, постоянное внимание и участие в выполняемой работе, а также к.г.-м.н. EX. Турутанову и к.г.-м.н. В.А. Санькову за конструктивные замечания, учет которых способствовал улучшению текста диссертации.
Работа выполнена при частичной финансовой поддержке РФФИ (гранты №№ 99-05-64864, 02-05-22005 НЦНИ-а, 04-05-64996).
Байкальская рифтовая зона
Район настоящего исследования включает в себя юг древней докембрийской Сибирской платформы, юго-западную часть кайнозойской Байкальской рифтовой зоны и пересекает палеозойскую складчатость Центральной Монголии. Таким образом, используемые в работе сейсмические наблюдения были получены в сложной зоне сочленения разновозрастных, различных в тектоническом и геодинамическом отношении структур.
Сибирская платформа
Структура коры древней Сибирской платформы вследствие многофазное ее развития отличается большой сложностью, часто наблюдается несоответствие в строении верхних и нижних этажей её разреза. В раннем палеозое, например, большая часть Сибирской платформы была вовлечена в равномерное и устойчивое опускание без значительной дифференциации скорости вертикальных движений, что объясняет относительную выдержанность мощности и состава нижнепалеозойских отложений на больших площадях и меньшие амплитуды образуемых этими отложениями структур. В раннем кембрии южная часть платформы, прилегающая к складчатым областям, испытала интенсивный прогиб, а в среднем кембрии - воздымание (Савинский, 1972),
Особенности геологического строения отражаются в зональных, региональных и локальных аномалиях силы тяжести (Фотиади, 1967; Борисов, 1967). Здесь имеются ввиду аномалии Буге. Общий фон аномального гравитационного поля (зональные аномалии), по-видимому, в значительной степени обусловлен строением верхней мантии. Несмотря на значительную дифференциацию гравитационного поля Сибирской платформы, связь аномалий с основными структурами не всегда видна (Савинский, 1972).
На юге Сибирской платформы (Иркутский амфитеатр) линейно вытянутые магнитные аномалии имеют субмеридиональное простирание. Магнитные аномалии связаны преимущественно с докайнозойскими структурами. Формирование самих кайнозойских структур не сопровождалось проникновением в верхнюю часть коры значительных объемов магматических масс (Очерки..., 1977). Сибирская платформа но мощности магнитоактивного слоя значительно отличается от прилегающих к ней областей интенсивного и умеренного горообразования. Для юго-восточной части Сибирской платформы мощность этого слоя составила 32,5 км, в то время как для рифтовой зоны - 18,5 км, для Забайкалья - 19,5 км, что говорит о меньшей «прогретости» земной коры платформы.
Геотермическими исследованиями установлено, что тепловой ноток для Сибирской платформы в среднем составляет 35-40 мВт/м2 (Lysak, і984; Дорофеева, Лысак, 1987; Лысак, Дорофеева, 1995; Дучков и др., 1999). Такая низкая величина теплового потока предполагает максимально большую мощность литосферы под ней (примерно 200 км) (Чермак, 1982), что подтверждается сейсмическими и магнитотеллурическими данными (Егоркин и др., 1980; 1984; Мордвинова, 1983; 1988; Попов, 1990; Попов, Киселев, Ленина, 1991; Кожевников, 1987; Бушенкова, 2003). Поверхность корового проводящего слоя на Сибирской платформе выявлена магнитотеллурическим зондированием на глубине 22 км (Popov, 1990).
Так как основной задачей данной работы является построение детальных скоростных моделей по записям далеких землетрясений, в конце главы будет подробнее рассмотрена изученность скоростного строения коры и верхней мантии Сибирской платформы и Байкальской рифтовой зоны.
Байкальская рифтовая зона
Область перехода от докембрийской Сибирской платформы к Саяно-Байкальскому сегменту Центрально-Азиатского складчатого пояса является наиболее сложным в тектоническом отношении регионом. В ордовике краевая зона Сибирского кратона испытывала коллизию со стороны Баріузинского микро-континента, что способствовало формированию крупномасштабных покровно-складчатых структур. Со среднепалеозойской эпохи началось устойчивое и длительное воздымание Байкальской горной области. Со среднего палеозоя до мезозоя этот регион развивался в обстановке активной окраины андийского типа. В позднем кайнозое (около 35 млн. лет назад) в зоне ослабленной литосферы началось образование Байкальского рифта (Логачев, 1999).
Сформированная к настоящему времени Байкальская рифтовая система, протяженность которой составляет более 1500 км, состоит из ряда разно ориентированных рифтовых впадин. Впадины, обрамленные хребтами, разделены поперечными или диагональными перемычками, которые образуют отдельные звенья или зоны. Позднекайнозойские рифтовые впадины приближенно контролируются фронтами довендских и додевонских надвигов. При позднекайнозойском растяжении часть раннепалеозойских надвигов превратилась в листрические сбросы (Logachev, Zorin, J 992).
Крупнейшая Байкальская впадина асимметрична в поперечном сечении: северо-западный борт ограничен практически единым крутопадающим разломом. Восточный борт представлен серией кулисообразных сбросов, морфологически выраженных на поверхности менее ярко по сравнению с западным разломом. Таким образом, в морфоструктурном плане впадина представлена полуграбеном - типичной структурой зон растяжения. Растяжение может быть вызвано как местными, так и внешними геодинамическими причинами. Попытки определения этих причин предпринимаются многими исследователями на основе комплексного анализа имеющихся геологических и геофизических данных (Очерки ..., 1977; Petit, Kulakov, Devershere, 1998; Логачев, 1999; Petit, 1999; Ten Brink and Taylor, 2002; Zorin et at., 2003).
Трехкомпонентная регистрация сейсмических колебаний
Трассы порожденных землетрясениями объемных волн называют сейсмическими лучами. Путь объемных волн внутри Земли можно описать при помощи лучевой теории. Лучевая теория позволяет определить время пути волны, при знании физических свойств среды, через которую этот путь проходит. Сейсмические лучи перпендикулярны фронтальной части волны. Фронтальная часть или фронт волны это поверхность, на которой сконцентрированы точки среды, колебания которых происходят в одной и той же фазе и в одни и те же моменты времени. При удалении от очага землетрясения на расстояние, значительно большее, чем размер области очага, фронт волны независимо от конфигурации источника колебаний можно считать сферическим. При радиусе фронта волны, значительно превышающем длину волны, волну можно считать плоской, и к ней применима теория плоских волн. Лучи плоских волн ведут себя в упругой среде аналогично оптическим лучам (Буллен, 1966).
Когда фронтальная часть объемной волны Р или S встречает поверхность, разделяющую две среды с различными упругими свойствами или с разной плотностью, часть энергии отражается вниз, другая распространяется вверх, пересекая поверхность раздела (Саваренский, 1972). На контактной поверхности падающая волна порождает четыре составляющих. При прохождении границы раздела, происходит превращение волн Р в волны S и наоборот. Рисунок 2.2 иллюстрирует явления отражения и обмена для плоской поверхности с нулевым значением толщины. Углы отражения (/i,7i) и преломления (/2,./2) волн на плоской границе объединены между собой законом Снеллиуса:
На плоских границах волны SH не образуются. Для плоской поверхности раздела, обладающей нулевой толщиной, коэффициенты отражения и обмена не зависят ни от частоты падающей первичной волны, ни от топографии поверхности. Однако они являются функциями контрастов плотности и скорости между двумя средами, также как и угла падения волн (Sheriff, 1989).
В случае падения волны Р на границу раздела, где скорость распространения волн падает скачком, при малых углах падения волна сдвига не возникает (Саваренский, 1972). Часть энергии трансформируется в форме волны Р в среде 2, другая же часть отражается средой 1 также в форме Р. Если угол увеличивается, падающая волна Р порождает две дополнительные волны: волну S, отраженную средой I и волну S, распространяющуюся в среде 2. Распределение энергии происходит в основном за счет ослабления отраженной волны Р, и необходимо отметить, что для промежуточных углов падения обменные фазы S являются более существенными, чем отраженная фаза Р, хотя интенсивность их относительно невелика. В случае волны Р, падающей на Мохо, энергия обменной волны S не больше 15% энергии проходящей волны Р. Это соответствует ситуации, которую мы имеем на реальных записях далеких землетрясений.
Кроме отражения, передачи энергии при прохождении границы и обменов, волны, проходящие сквозь Землю, подвержены влиянию других физических явлений, таких как дифракция, затухание, анизотропия, но они не являются предметом анализа данной работы.
Распространение объемных волн в мантии
В силу рефракции, волны землетрясений распространяются тем глубже, чем больше эпицентральное расстояние (рис. 2.3). Волны близких событий, которые выходят из очага землетрясения под углом менее 8, распространяются в основном в пределах коры, и также не будут рассматриваться в данной работе.
Что касается больших расстояний между источником и сейсмостанцией, но не превышающих 3300 км (или, как принято в сейсмологии, 30), то в этом случае записанные фазы обусловлены сложным распределением скорости в верхней мании (Kennett, 1991). Для таких сравнительно небольших расстояний трассы волн можно представить на плоской модели (рис. 2.3, вверху). Вследствие различных отражений и обменов на границах верхней мантии, первые секунды записей колебаний после вступления прямой волны Р состоят из многих фаз с малыми промежутками по времени распространения (рис. 2.4).
На эпицентральных расстояниях интервала 30 - 90 появляются волны Р, пересекающие нижнюю мантию (рис. 2.3, внизу). Самые низкие точки их лучей находятся между 700 км глубины и ядром, то есть в среде, где вариации скорости очень невелики и где, вероятно, не существует границ скорости первого или второго рода (Kennett, 1991). В отличие от записей близких событий и средней дальности, сейсмограммы этого интервала относительно просты. Время распространения основных сейсмических фаз, в зависимости от эпицентрального расстояния до поверхностного очага, может быть определено по годографу на рисунке 2.4. Между 30 и 80 градусами годографа четко видна изолированность волны Р от других фаз.
Таким образом, интервал эпицентральных расстояний между 30 и 85 является наиболее благоприятным для прихода продольных волн, не искаженных наложением каких-либо фаз, не относящихся к району регистрации. Трассы лучей (рис. 2.3, внизу) показывают уменьшение угла падения волны Р на границы в среде при увеличении эпицентр ал ьн о го расстояния и уменьшении глубины границы.
Выбор рабочего интервала частот сейсмических записей
Из всего объема данных были использованы записи телесейсмических событий с магнитудами более 5.0, эпицентральными расстояниями 30 - 80 (то есть с удалением 3000-9000 км), диапазоном обратных азимутов 120 -200 для событий 1991-1992 г.г. и со всеми возможными азимутами по данным 2003 года. Однако азимутальное заполнение вне диапазона 120-200 очень бедное из-за естественного мирового распределения активных очаговых зон. Для анализа данных методом функции приемника по каждой станции отбирались события с четко выраженными первыми вступлениями и сравнительно быстро затухающими сигналами (рис. 3.7).
Количество записей, удовлетворяющих методу, по сравнению со всем объемом наблюдений экспериментов невелико. Для каждой станций 1991-1992 года оно варьирует от 10 до 50, а для станций 2003 года - от 50 до 120 (Таблицы 2, 3, 4 Приложения). Анализировались 240-секундные интервалы сейсмограмм - 120 секунд до вступления Р-волны и 120 секунд записи землетрясения после вступления Р-волны.
Как упоминалось выше, прежде метод в основном применялся к записям колебаний в диапазоне частот 0.001 - 0.2 Гц (Vinnik, 1977; Kosarev et a.L, 1987; Kind et at, 1995; Мордвинова, 1983; 1988). Так как записи 199Ы992 IT. В основном высокочастотные, прежде всего для них был определен наиболее эффективный частотный диапазон. Спектральный анализ записей был проведен быстрым преобразованием Фурье с применением метода усреднения Уэлча (Сергиенко, 2002). На рисунке 3.8,А видно, что основная энергия полезного сигнала телесейсмических событий сосредоточена в частотном диапазоне 0.45- 0.95 Гц, а основная энергия шума сосредоточена в диапазоне частот 1,2-3,5 Гц (рис. 3.8,Б). По результатам спектрального анализа, для инверсии был принят частотный диапазон 0,2-0,9 Гц. Именно в этом диапазоне сейсмические колебания, пропускаемые сейсмографами L4C, остаются достаточно интенсивными, а высокочастотные шумы, включая колебания, вызванные местными землетрясениями, исключаются полосовым фильтром (Zorin et ai, 2002). Для широкополосных данных 2003 года использовался частотный диапазон 0.01- 0.9 Гц, включающий энергию и более длиннопериодных волн.
Согласно методике, изложенной во второй главе, выделение функций приемника на каждом пункте наблюдения является первым этапом работы. Эта часть работы осуществлялась в пакете сейсмологических программ SeismicHandler Клауса Стаммлера на компьютере Spark Station SUN. Блок пакета "Декопволюция" создан на основе программ сотрудников Института физики Земли программы Косарева Г.Л. и Петерсен Н.В. (Stammler et al., 1992; Kind, Kosarev, Petersen, 1995).
На рисунке 3.9,Б показан переход от 3-х компонентной сейсмограммы землетрясения с направлениями горизонтальных осей NS и EW (рис. 3.9,А) к положению осей с направлением на эпицентр (радиальная компонента R) и перпендикулярно ему (трансверсальная составляющая Т). На рисунке 3.9,В зафиксирован момент, когда после вычисления угла падения волны под станцией осуществлен поворот от осей Z, R, Т на оси L, Q и Т, где соответственно продольная Р-волна, поперечная SV и гране вере ал ьная SH обладают их максимальной энергией. Трасса 4 представляет собой обратный фильтр, созданный на основе Р-волны, с помощью которого будет произведена деконволюция. На рисунке 3.10,А показан результат деконволюции. Трассы L, Q и Т теперь стандартизованы и нормализованы на величину максимума L. Минимально фазовые оригинальные сейсмические записи в результате деконволюции превращаются в нуль-фазовые функции приемника. Нулевое значение фазы соответствует вступлению Р-волны на станцию. Однако мы видим, трассы L и Q, полученные по единичному событию, еще далеки от идеала, что обусловлено неизбежным присутствием сейсмического шума. Суммирование трасс для всех событий (рис. 3.10,Б) уменьшает нерегулярный шум и подчеркивает элементы функций приемника, обусловленные наиболее значительными особенностями в строении исследуемого подстанционного объема.
Как было отмечено во второй главе, при отсутствии наклонов границ под станцией и сейсмической анизотропии трансверсальная компонента Т (горизонтальная составляющая поперечных обменных волн) должна равняться нулю. Практически она всегда содержит какую-то долю энергии, хотя и менее значительную по сравнению с компонентой Q (функция SV -волны). Так как компонента Т (функция волны SH) не является предметом исследования, можно было бы не упоминать о ней. Но, по сути, она является индикатором сложности структуры того объема, в котором формируются обменные волны вблизи регистрирующей станции. По ее величине можно на качественном уровне судить, решает ли горизонтально слоистая модель все вопросы реальной скоростной структуры среды.
Для дальнейшего анализа необходимыми являются трассы L и Q. На рисунках 3.11 и 3.12 показаны трассы Q для станций субмеридиональных профилей 1992 и 2003 г. Видно, что у функций большинства станций в интервале 4 — 6 секунд после вступления Р-волны на станцию отмечается максимум повышенной интенсивности, который соответствует подошве земной коры, самой резкой границе на пути волн в районе регистрации. Согласно схеме на рис. 2.5, момент времени, соответствующий максимумам этих пиков, представляет собой запаздывание, At, относительно Р волны S, образованной в результате обмена P-S на подошве коры.
Разрешение и выбор начального скоростного разреза
Основываясь на результатах проведенного моделирования, при инверсии станционных функций SV для основной части земной коры шаг по вертикали был принят равным 1 км. Для верхней, наиболее изменчивой по скорости части земной коры (до глубины 4-5 км) использованы шаги 0,5 км менее. Для уточнения положения раздела Мохоровичича относительно его начального приближения шаг в 1 км сохранялся для верхних 4 - 6 км мантии. Более глубокие слои в мантии анализировались с шагом 5 км до глубины 75 км, начиная с которой мантия принималась однородным по скорости полупространством. Полученные сейсмические разрезы подвергались сглаживанию способом осреднения скользящим окном в 3 шага. Для основной части коры интервал осреднения эквивалентен 3 км. При инверсии наблюдаемых приемных функций, как и при модельных расчетах, начальное приближение распределения скорости S-волн в земной коре задавалось в виде ступенчатой функции (рис. 4.4), моделирующей усредненный сейсмический разрез по данным ГСЗ для Саяно-Байкальской горной области (Пузырев., 1993) без слоев пониженной скорости. Эта функция модифицировалась для каждой станции в соответствии с толщиной коры, которая оценивалась по максимумам на волновых формах и по позициям максимумов на графиках спектральных отношений объемных сейсмических волн для станциий профиля (Мордвинова, и др., 1995). Поскольку методом ГСЗ лучше определяются скорости продольных волн, чем поперечных, значения скоростей S-волн для моделей начального приближения были рассчитаны из распределения скоростей Р-волн {Пузырев, 1993) путем деления их на средний для коры коэффициент соотношения скоростей Р- и S-волн (для данного региона он равен 1.73). Данные ГСЗ о скоростях сейсмических волн в самой верхней мантии также грубо учитывались в первом приближении заданием скорости 8.0 км/с под Сибирской платформой и 7.7 км/с на большей части профиля.
Поскольку изменение среднего значения скорости Р-волн в коре, оцененное по ГСЗ, в различных районах Восточной Сибири не превышает 0.2 км/с (Пузырев, 1993), использование осредненного разреза ГСЗ приемлемо в качестве начального приближения при инверсии функции приемника. Таким образом, задача сводится к выявлению отклонения скоростной структуры от средних параметров коры и верхней мантии, полученных методом ГСЗ.
На территории Монголии работы по глубинному сейсмическому зондированию не проводились. Однако, опираясь на данные о положительных невязках времен пробега того же порядка, что и в Байкальской рифтовой зоне (Рогожина и др., 1983), мы приняли в качестве начальных приближений для монгольских станций те же значения средней скорости под разделом Мохоровичича, что и для станций в Байкальском рифте. Плотность в моделях рассчитывалась согласно закону Берча (Birch, 1961, 1964). Кажущаяся скорость распространения сейсмических волн, необходимая для процедуры инверсии, соответствовала среднему эпицентральному расстоянию для всех используемых землетрясений.
За окончательную модель по каждой станции принимались лишь такие, которые выдержали проверку на устойчивость решения. Для проверки варьировались параметры первых приближений инверсии (глубина подошвы коры, толщина элементарных слоев, отношение скоростей продольных и поперечных волн), проводилось загрубление моделей (уменьшение числа элементарных слоев), изменялся градиент ступенчатой функции вплоть до полной ликвидации градиента (представление скоростного разреза функцией V(H) = 6.4 км/с).
Эффективной проверкой на устойчивость решения является инверсия для многих приближений, создаваемых с помощью генератора случайных чисел (Amnion et ai, 1990). При таком подходе в качестве окончательного первого приближения инверсии берется среднее из диапазона результирующих моделей, для которых среднеквадратичное отклонение наблюдаемой и рассчитанной функций приемника не превышает максимально допустимого значения. На рисунке 4.5 проиллюстрирован результат такой проверки. Инверсия выполнена по 100 производным моделям от каждой из исходных моделей, принятых по данным ГСЗ. Как видно (рис. 4.5,В) глубина резких границ результирующих моделей и, таким образом, глубина слоев как пониженной, так и повышенной скорости модели очень устойчива к изменению начальных приближений в процедуре инверсии. Что касается величины скорости в слоях, то в зависимости от начальных приближений она варьирует от 0 до 0.2 км/с в коре и в несколько больших пределах в мантийной части моделей. На основании ряда результирующих моделей, рассчитанных процедурой инверсии наблюденных функций приемника при различных начальных приближениях, получена оценка среднеквадратичной погрешности определения скорости поперечных волн. В среднем для всего 75 километрового диапазона глубин погрешность оценивается как О - 0.10 км/с.
