Книги, научные публикации
Pages: | 1 | 2 | 3 | ИНСТИТУТ ДИНАМИКИ ГЕОСФЕР РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК На правах рукописи Усольцева Ольга Алексеевна ТРЕХМЕРНЫЕ СКОРОСТНЫЕ МОДЕЛИ ЗЕМНОЙ КОРЫ ТЯНЬ-ШАНЯ НА ОСНОВЕ БИ-СПЛАЙН ПАРАМЕТРИЗАЦИИ И ТРИАНГУЛЯЦИИ ...
-- [ Страница 2 ] --Рис. 12 Карта расположения источников и приемников из [19]. Случай равномерного покрытия исследуемой территории лучами.
Рис. 13 Горизонтальные сечения на различных глубинах тестовой скоростной модели (а) и восстановленных с использованием различных алгоритмов: б) Simulps, в) Fatomo, г) TomoСubeFd.
Рис. 14 Dws на различных глубинах при расчетах с использованием различных алгоритмов: а) Simulps, б) Fatomo, в) TomoCubeFD.
В качестве нулевого приближения используется некоторая одномерная скоростная модель. На Рис. 14 представлены карты сумм взвешенных производных (DWS), которые были рассчитаны при восстановлении скоростной структуры с помощью различных алгоритмов. Карты DWS позволяют определить области наибольшего и наименьшего скопления сейсмических лучей, они необходимы для того, чтобы правильным образом расположить узлы сетки или правильно разбить исследуемый объем на блоки. Из Рис. 13 видно, что при расположении источников и приемников, представленном на Рис. 12, скоростная структура восстанавливается достаточно отчетливо особенно на глубине 15 км. Анализ карт DWS (Рис. 14) показывает, что именно на глубинах 10-15 км исследуемая область достаточно равномерно принизывается лучами. В то же время, возвращаясь к опять к Рис. 12, хотелось бы отметить, что на глубинах 10 и 20 км во всех моделях присутствуют артефактные (несуществующие) неоднородности. На глубине 5 км, скоростная модель, полученная с помощью TomoCubeFD является более контрастной и следовательно более схожей с тестовой моделью, чем скоростные модели, полученные с помощью Simulps и Fatomo. С другой стороны в нижней части исследуемого региона в моделях, полученных с помощью TomoCubeFD, присутствует большее, чем в других моделях, количество артефактных скоростных неоднородностей. Также в работе проведено сравнение алгоритмов Simulps и Fatomo с использованием теста пятна для случая, когда все источники являются землетрясениями и сейсмические лучи равномерным образом пронизывают весь исследуемый объем. С помощью тестов, проведенных автором для случая равномерного покрытия исследуемой территории лучами, трудно выявить лучший из четырех рассматриваемых методов. Все алгоритмы достаточно хорошо восстанавливают заданные скоростные неоднородности. При проведении тестирования и для случая неравномерно схема расположенных источников приемников использовалась эксперимента, представленная на Рис. 6. Частично, результаты шахматного теста для случая неравномерного покрытия исследуемой территории лучами описаны в 3.2. Клеточная структура наиболее отчетливо проявляется при использовании параметризации с помощью кубических Би-сплайнов (TomoCubeFD), достаточно хорошо восстанавливается при использовании параметризации с помощью линейных Би-сплайнов (Simulps) и немного хуже при использовании триангуляции Делоне (TomoTetraFD). Тестовая модель пятна для случая неравномерного покрытия исследуемой территории лучами представлена на Рис. 15. Результаты восстановления тестовой этой модели с использованием включение четырех на различных 6-9 км алгоритмов приведены на Рис. 16 и Рис. 17. Видно, что существующее в модели высокоскоростное глубина присутствует и в восстановленных с помощью различных программ моделях.
Рис. 15 Горизонтальные сечения на различных глубинах тестовой скоростной модели пятна.
На восстановленных скоростных моделях это включение начинается раньше продолжается на большую глубину. Низкоскоростная аномалия, появившаяся в тестовой модели на 9 км, восстанавливается значительно хуже с использованием всех алгоритмов.
Наилучшего восстановления этой аномалии удается добиться с помощью программы TomoCubeFD. Вообще, модели, построенные с помощью TomoCubeFD, в данном случае содержат меньше артефактных скоростных неоднородностей.
Рис. 16 Результаты восстановления тестовой скоростной модели пятна (Рис. 15) с помощью различных сейсмотомографических алгоритмов: а) Simulps, б) Fatomo, в) TomoCubeFD, г) TomoTetraFD. Представлены горизонтальные сечения скоростных моделей на глубинах 0, 3 и 6 км.
Выводы к главе. 1. Результаты тестирования различных методов построения лучей показали, что в большинстве случае удобнее использовать метод конечных разностей для построения лучей:
Рис. 17 Результаты восстановления тестовой скоростной модели пятна (Рис. 15) с помощью различных сейсмотомографических алгоритмов: а) Simulps, б) Fatomo, в) TomoCubeFD, г) TomoTetraFD. Представлены горизонтальные сечения скоростных моделей на глубинах 9, 12 и 15 км.
a. он дает минимальное время пробега по сравнению с большинством тестируемых методов;
b. нет ограничений, накладываемых на гладкость скоростной функции 2. В ходе работы после тестирования и сравнительного анализа различных методов построения лучей, различных способов параметризации модели и различных методов обращения матриц из частных производных было скомпоновано два новых сейсмотомографических алгоритма: TomoCubeFD и TomoTetraFD. Особенность TomoTetraFD, в том, что этот алгоритм позволяет более детально восстановить скоростную модель в зонах наибольшего плотности лучей. По скорости расчетов эти алгоритмы уступают программе Simulps, но существенно выигрывают у программы Fatomo. Программы TomoCubeFD и TomoTetraFD возможно применять для исследования территорий ~ до 1000 км в поперечнике, в отличие от Simulps и Fatomo,.которые работают для территорий ~ до 200 км в поперечнике 3. При равномерном покрытии исследуемой территории лучами различия Simulps, Fatomo, TomoCubeFD и TomoTetraFD между программами незначительные. Результаты тестирования показали, что при малом количестве станций и существенно неравномерной плотности лучей существуют такие тестовые скоростные модели, в которых с помощью TomoCubeFD удается добиться восстановления трехмерной скоростной структуры с наименьшим количеством артефактных (несуществующих) неоднородностей. Сделан вывод о том, что при построении реальных скоростных моделей с использованием всех описываемых программ (Simulps, Fatomo, TomoCubeFD, TomoTetraFD) и анализе полученных результатов возможно получить более достоверную информацию о местоположении истинных скоростных неоднородностей, т.к. характер артефактных (несуществующих) скоростных аномалий, возникающих при восстановлении скоростной структуры с помощью программ Simulps, Fatomo, TomoCubeFD, TomoTetraFD различен.
Глава 4 Общая геофизическая характеристика ТяньШаня.
Четвертая глава посвящена описанию результатов геофизических исследований, проводимых на территории Тянь-Шаня. Тянь-Шаньский горный массив относится к районам с очень древней и разнообразной геологической историей, которая начинается с докембрийских времен. Регион является до сих пор активным, т.е. процесс горообразования в исследуемой области продолжается и в новейшее время. Этот район привлекал внимание исследователей, которые стояли еще у истоков геофизики (Г.А.Гамбурцев). Данная глава необходима для того, чтобы дать возможность понять читателю насколько сложно геологическое строение исследуемой территории, показать необходимость продолжения исследований в этом регионе, причем именно с помощью сейсмической томографии и именно сейчас, когда это направление геофизики вышло на свою новую более совершенную стадию развития. В этой главе подробно описаны уже существующие трехмерные скоростные модели, построенные методом сейсмической томографии для этого региона. При интерпретации сейсмотомографических моделей часто проводятся аналогии между скоростными аномалиями и аномалиями силы тяжести, аномалиями магнитного поля. Для возможности проведения таких аналогий для территории Тянь-Шаня приведена информация о плотностных и магнитных свойствах пород под Тянь-Шанем на различных глубинах. 4.1 Расположение исследуемого региона на топографической и тектонической картах. На территории Евразии выделяют 2 горных пояса планетарного масштаба [113] - Альпийско-Гималайский и Монголо-Охотский. МоноголоОхотский горный пояс начинается в зоне Памиро-Тянь-Шаньского сближения, простирается на северо-восток и включает в себя такие крупные горные системы, как Тянь-Шань, Алтай, пояс Саяны, имеет хр.Яблоновый и хр.Становой. Альпийско-Гималайский северо-западную ориентацию. В него входят Альпы, Кавказ, хр.Копетдаг, Гиндукуш, Памир, Гималаи, Тибет, Кунь-Лунь. Тянь-Шаньский горный массив расположен на северо-западном краю Тибетского литосферного блока. В этой области Тибетский блок граничит с Евразиатской литосферной плитой. Тянь-Шань образует отдельную микроплиту эллиспоидальной формы с размерами по малой оси 300 км, по большой 600 км [98]. Туранская плита и Казахский щит, находящиеся на Евроазиатском литосферном блоке, примыкают к территории Тянь-Шаня с севера. Таримская плита, расположенная на Тибетском литосферном блоке, граничит с исследуемой областью на юге. 4.2 История развития региона. Геологические исследования, проводимые на территории Тянь-Шаня, выявили наличие зон выхода древних докембрийских пород (>~540 млн. лет) на поверхность [119]. Считается, что в эпоху каледонской складчатости (периоды ордовик, силур, ~500-410 млн. лет назад) произошло образование Северо-Тянь-Шаньской складчатой зоны, ограниченной с севера СевероТянь-Шаньским глубинным разломом, с юга линией Николаева (ТерскейКаратауским разломом), с запада Талассо-Ферганским (Рис. 18). Узкая область Срединного Тянь-Шаня, оконтуренная с разных сторон линией Николаева, Млн. лет). Талассо-Ферганским Южнее до и Атбаши-Иныльчекским разломами разлома образовалась в эпоху Каледонской и Герцинской складчатости (~300-500 Гиссаро-Кокшаальского глубинного расположена герцинская складчатая зона Кокшаал (~410-300 Млн. лет).
Рис. 18 Тектоническая карта из [100]: 1 - Таласо-Ферганский, 2 - система Северо-Тянь-Шаньских разломов, 3 - Гиссаро-Кокшаальский, ;
4 - Атбаши-Иныльчекский, 5 - Линия Николаева.
К юго-западу от Талассо-Ферганского разлома основные системы хребтов Чаткало-Кураминский, Гиссаро-Алайский и Фергано-Атойнакский (Рис. 19) образовались частично в каледонско-герцинский, а в основном в герцинский этап. В мезозойско-палеогеновое время (200-55 Млн. лет) горообразовательных процессов на территории Тянь-Шаня скорее всего не происходило. Исследование различных геофизических полей, которые кратко изложены в последующих параграфах, выявили ряд признаков (утончение коры, высокий тепловой поток, отрицательные изостатические аномалии), свидетельствующих о возможном развитии процессов рифтогенеза на юго-востоке и на севере Тянь-Шаня [119].
Рис. 19 На карту рельефа местности схематично нанесено местоположение некоторых впадин и горных хребтов Тянь-Шаня. Черными номерами обозначены впадины: 1 - Баткенская, 2 - Ферганская;
3 - Ноокатская;
4 - Чуйская;
5 - Нарынская;
6 - Суусамырская;
7 - Кочкорская;
8 - Джумгальская;
9 - Верхнее-Нарынская;
10 - Иссык-Кульская;
11 - Атбашинская;
12 - Алайская;
13 - Сарыджазская. Желтыми линиями и номерами обозначены хребты: 1 - Киргизский;
2 - Таласский Алатау;
3 - Ферганский;
4 - Кунгей Алатау;
5 - Заилийский Алатау;
6 - Джумгалтау;
7 - Кокшаал Тау;
8 - Алайский;
9 - Атбаши;
10 - Чаткальский;
11 - Атойнакский.
В работе [84], исследованы петрохимические и изотопно-геохимические данные Северного Тянь-Шаня, выдвинуто предположение, что 55 Млн. лет назад Тянь-Шань находился в условиях предрифтового режима под влиянием мантийного плюма, но дальнейшее его перерождение было приостановлено, начавшейся 45 Млн. лет назад коллизией Индостанской и Евразийской плит литосферы. Из работ [119;
100] видно, что под Нарынской впадиной происходит выгибание поверхности Мохо (кора утоньшается). С помощью исследований методом функции приемника [24] установлено, что в этой зоне коро-мантийный переход размытый, скорости поперечных волн пониженные. Эти результаты говорят о возможном расположении в прошлом под впадиной горячей точки [78]. По мнению В.Н.Погребного и Т.М.Сабитовой [97] современная динамика региона Высокой Азии определяется сочетанием процессов, связанных как со столкновением Индостанской и Евразийской литосферных плит, так и продолжающимся развитием плюма. С эпохой альпийской складчатости связано появление следующих межгорных впадин справа от ТФР на севере: Чуйской, Суусамырской, Кочкорской, Джумгальской, на юге - Нарынской и Атбашинской, слева от ТФР - Ферганской и Алайской [119] (Рис. 19). Далее в параграфах 4.4, 4.6, 4.7 также отмечается существенно разный характер аномалий ряда физических величин по обе стороны ТФР, что свидетельствует о различной глубинной природе геодинамических процессов в этих районах. 4.3 Магнитные аномалии. Как и в большинстве районов мира, в Высокой Азии положительные магнитные аномалии T, вызванные магнитными неоднородностями в верхней мантии, наблюдаются в асейсмичных областях, т.е. на платформах: Тибетской, Туранской, Индостанской [98], а отрицательные T - в высокосейсмичных зонах. Для исследования коры территории Тянь-Шаня имеет смысл рассматривать магнитные аномалии, связанные с магнитными неоднородностями на более мелких глубинах. Расчет магнитных аномалий T1, связанных с магнитными массами на глубинах 10-30 км показал, что отчетливо прослеживается разный характер аномалий T1 по обе стороны Северо-Тянь-Шаньского разлома. Севернее разлома аномалии положительные полосовидной формы, южнее наблюдаются отрицательные аномалии разнообразной формы. Слой пород, сохранивших магнитные свойства под впадинами имеет существенно большую мощность, чем под хребтами, поэтому положительные аномалии также соответствуют центральной и западной части оз. Иссык-Куль и центральной и западной частям Ферганской впадины. 4.4 Аномалии силы тяжести, изостатическое состояние земной коры, плотность пород. Для всей территории Высокой Азии региональные минимумы силы тяжести характерны для горных систем: Тибета, Тянь-Шаня, Памира, Гиндукуша, в то время как с платформенными образованиями: Турнская и Таримская плита, Казахский и Индостанский щит, - связаны положительные региональные аномалии. Для Тянь-Шаня региональное гравитационное поле характеризуется общим понижением значений с север-северо-запада на югюго-восток. Это поле отражает поведение поверхности Мохоровичича и плотностные неоднородности верхней мантии. Для изучения плотностных неоднородностей в коре исследуются остаточные гравитационные поля второго и третьего порядка и их горизонтальные градиенты. Зоны высоких градиентов в основном имеют северо-восточное, северо-западное и субширотное направление. В.И.Кнауфом и К.Д.Помазковым было отмечено, что по этим же направлениям расположены зоны крупных разрывных нарушений. Зона высокого горизонтального градиента поля первого порядка на севере соответствует Северо-Тяньшаньскому разлому. Линия Николаева и Таласо-Ферганский разлом проявляются при исследовании зон высоких градиентов второго порядка. Исследованию изостазии Тянь-Шаня посвящены работы [70;
83;
120] и многие другие. Артемьевым М.Е., Голландом В.Э. и Юдахиным Ф.Н. установлено, что за счет вариаций мощности земной коры удается компенсировать 53-66% избыточной поверхностной нагрузки, оставшаяся часть компенсируется за счет изменения мощности разуплотненной мантии под корой до глубин ~80-90 км. Размер изостатических аномалий на ТяньШане ~ в 2-5 раз меньше, чем в горных системах, появившихся в период альпийской складчатости (например, на Кавказе.) На юго-востоке орогена интерес представляет узкая полоса отрицательных изостатических аномалий. Эта полоса включает в себя Нарынскую, Верхнее-Нарынскую и Сарыджазскую впадины (Рис. 19). По гравитационным данным и данным времен пробега сейсмических волн под этими впадинами наблюдается существенное сокращение мощности земной коры и разуплотнение верхней мантии. В книге [119] также отмечается, что к юго-западу от ТалассоФерганского разлома в земной коре наблюдаются явные нарушения изостазии, в то время как к северо-востоку земная кора близка к состояние изостатического равновесия. Для самого нижнего структурного этажа, сложенного архейпротерозойскими образованиями, среднее значение плотности около 2.83 г/см3 (>1650 Млн. лет). Средняя плотность пород рифей-вендского структурного этажа 2.73 г/см3 (540-1650 Млн. лет). Плотность пород, образованных в эпоху каледонской складчатости, 2.74 г/см3. Герцинскиий структурный этаж сложен породами (палеозойские породы, ~540-250 Млн. лет) со средней плотностью 2.67 г/см3. Диапазон изменения плотности мезозойско-кайнозойских пород очень широк. Плотность варьируется от 1.52.0 до 2.60-2.75 г/см3. В верхней части земной коры под Чуйской и ИссыкКульской впадинами плотность 2.8-2.85 г/см3 [119] (Рис. 19).
4.5 Тепловое поле Основные горные системы Альпийско-Гималайского и МонголоОхотского горных поясов выделяются повышенным значением теплового потока. Среднее значение теплового потока на Тянь-Шане на поверхности консолидированной коры, т.е. на нижней границе осадочного слоя около 77 мВт/м2. Для сравнения тепловой поток на Памире на той же границе достигает значений 120 мВт/м2, на Кавказе 80-90 мВт/м2, в Копетдаке 70-80 мВт/м2, а на Казахской платформе 45 мВт/м2. Если исследовать значение теплового потока на глубине 1 км, то области повешенных значений 70-100 мВт/м2 находятся на севере и северо-западе исследуемого орогена, к югу тепловой поток уменьшается [118]. Выделяют две большие зоны аномально высокого теплового потока: Западно-Тянь-Шанскую (до 108 мВт/м2 на глубине 1 км) и Восточно-Тянь-Шанскую (до 134мВт/м2 на глубине 1 км), которые разделены зоной аномально низкого теплового потока - ЧуйскоНарынской (до 23 мВт/м2 на глубине 1 км) Западно Тянь-Шаньская зона состоит из Чаткала-Кураминской (70-108 мВт/м2 на глубине 1 км) аномалии на севере и Фергано-Алайской (70-75 мВт/м2 на глубине 1 км) на юге. Обе имеют северо-восточное простирание. Между этими аномалиями расположена область низкого теплового потока (до 32 мВт/м2 на глубине 1 км) в Ферганской впадине. В Чуйско-Нарынской зоне выделяют ЮжноЧуйскую аномалию (23 мВт/м2) и Джумгал-Нарынскую (31 мВт/м2) северозападного простирания. В восточно-Тянь-Шаньской области самыми высокими значениями характеризуется Барскоонская аномалия (134 мВт/м2), занимающая центральную часть Иссык-Кульской впадины и обрамляющих их хребтов. Севернее также отмечают Кюнгейскую (70 мВт/м2) аномалию и Северо-Чуйскую (80 мВт/м2) [117]. Что касается связи зон глубинных разломов и аномалий теплового потока, то в [117] отмечается повышение теплового потока для глубинных разломов, испытывающих растяжение в новейшее время (Барскоонская аномалия). Важнейшая структурная линия Тянь-Шаня (линия Николаева) не находит отражения в тепловом поле. Температура на поверхности Мохоровичича на территории Тянь-Шаня изменяется от 5000 до 16000С. Для центральной части орогена характерны температуры 8000-10000С. На северной и северо-западной окраинах расположены области аномально высоких температур 13000-16000С. В югозападной части исследуемой области находится область аномально низких температур на границе М 5000-6000С. На юге Восточно-Чуйской и востоке Иссык-Кульской впадины также расположены зоны аномально низких температур. По геотермическим данным получены сведения о толщине литосферы в различных районах Тянь-Шаньского горного массива. К областям аномально низкой мощности литосферы относятся - Чаткало-Кураминская, простирающаяся вдоль североЦзападной границы исследуемой территории, Северо-Чуйская, расположенная на северной окраине орогена, Кюнгейская, начинающаяся на северо-восточном побережье озера Иссык-Куль и уходящая на восток, Барскоонская, охватывающая западную часть озера Иссык-Куль и территории примыкающие к озеру с юга и Западно-Нарынская, локализованная в центральной части Тянь-Шаня. Выделены также три зоны аномально повышенной области теплового потока - Южно-Чуйская - примыкает к Северо-чуйской с юго-запада, Пржевальская - южнее Кюнгейской области, Фергано-Алайская - юго-западная часть изучаемого горного массива [117]. В заключении отметим, что в северных районах: Чуйском и ИссыкКульском проводилось гораздо больше измерений теплового потока, чем на юге, поэтому для этих областей информация является более детальной.
4.6 Активные разломы, скорости современных деформаций.
4.6.1 Скорости горизонтальных движений.
Современная средняя скорость укорочения Тянь-Шаньского горного массива вдоль направления север-юг по измерениям GPS составляет 20 мм/г [16] скорость сближения Индийской и Евроазиатской плиты около 50 мм/г. Скорости горизонтальных и вертикальных движений, определенные по GPS, с помощью суммирования сейсмических моментов и геологическим методом, часто расходятся. Обычно геологический метод дает более низкие значения скоростей, чем два других. Ниже приведены скоростные характеристики разломов, полученные геологическим методом. Карта активных разломов для изучаемой территории по [109] представлена на Рис. 20. Для одного из крупных разломов, ТаласоФерганского, имеющего протяженность около 400 км и северо-западное простирание, известно, что правосдвиговая компонента смещения в 10-30 раз превосходит взбросовую. По скоростям сдвиговых смещений разлом делится на 5 сегментов. Современные скорости сдвиговых перемещений и протяженности сегментов представлены в Табл. 7.
Табл. 7 Скорости сдвиговых перемещений Vсд для различных сегментов ТФР. Нумерация сегментов начинается с юга.
I Длина, км Vсд, мм/год II 30 III 36 11- IV 25 >8- V 60 1- VI 180 до 14- 80 Между I и V сегментом суммарное сдвиговое смещение за четвертичное время составило 10-12 км. Разломы Западно-Джунгарский и Джунгарский, которые не вошли в исследуемую территорию и расположены в северосеверо-восточном направлении от озера Иссык-Куль, тоже имеют северозападное простирание. Для этих разломов скорости современных правосдвиговых движений в 8-10 раз превосходят взбросовые и составляют 1 мм/год для Западно-Джунгарского и 3-5 мм/год для Джунгарского (Рис. 20).
Ферганской впадины разломы наклонены на северо-запад.
Средняя скорость надвигания для Южно-Атойнокского разлома - 3мм/год, разломов близко к субширотному. Для Южно-Наукатского разлома известна скорость позднечетвертичного надвигания 5 мм/год. Северо-западнее К западу от ТФР с южной стороны Ферганской впадины направление для Чаткальского (Пскемского) - скорость взброса 0,5 мм/год (Рис. 20).
Рис. 20 Активные разломы Тянь-Шаня по [109]. Цифрами обозначены разломы: 1 - Таласо-Ферганский, 2 Чаткальский (Пскемский);
3 - Южно-Атойнокский;
4 - Южно-Наукатский;
5,6,7,9 - Нарын-Сонкульская разломная зона (5 - Нарынский, 6 - Западно-Акширакский, 7 - Северо-Джумгольский;
9 - Эки-Нарынский);
8 - СевероКаркуджурский;
10 - Фронтальный Терскей;
11 - Алтынемельский;
12 - Западно-Джунгарский;
13 - Джунгарский;
14 - Заилийский;
15 - Алмаатинский.
К востоку от ТФР К.Е.Абдрахматовым выделена Нарын-Сонкульская разломная зона (Рис. 20). На южном фланге этой зоны ЗападноАкшийракский разлом, для которого скорость надвигания 2-3 мм/год, на севере Нарынский разлом, его скорость взброса 2 мм/год. Для СевероДжумгальского разлома имеющего северо-восточное направление скорость надвига до 3 мм/год. Для Южно-Сонкульского и Северо-Нарынского разломов взброс сочетается с превосходящим правым сдвигом (Рис. 20). Скорости сдвига 1-3 мм/год и 1,5мм/год соответственно. Скорости взброса 0,1-0,5 и 0,15-0,2 мм/год. На южном склоне Кунгей-Алатау (Рис. 20) для разлома СевероАксуйского скорость взброса 0.35-0.4 мм/год, скорость правого сдвига 0.15 мм/год. Для Заилийского и Алмаатинского взбросов (Рис. 20) средние скорости оценены величинами 0.5-0.8 и 0.25-0.4 мм/год 4.6.2 Скорости вертикальных движений.
В [119] отмечается, что помимо вертикальных движений, связанных с субмеридиальным сжатием, также существуют автономные вертикальные движения, которые по мнению Ф.Н.Юдахина вызваны разуплотнением мантии. Характер вертикальных движений по обе стороны от ТалассоФерганского разлома за новейший период различны. К юго-западу от разлома общий размах движений 13-14 км (-6 км в Ферганской впадине и до +7 в Заалайском хребте), к северо-востоку 9-11 км (~-4 км в Чуйской и Иссык-Кульской впадинах и +4.5 в Киргизском хребте). Для Джунгарского разлома 8,4 мм/год. 4.7 Исследования Тянь-Шаня по сейсмологическим данным.
4.7.1 Общая информация.
Некоторые сведения о скоростях сейсмических волн для различных областей Тянь-Шаня возможно получить после анализа годографов для этих областей от землетрясений или взрывов. Первый годограф сейсмических волн для средней Азии был составлен Е.А.Розовой в 1936 г. Он состоял из трех ветвей, соответствующих определенным скоростным слоям в коре. В работе [101] этот годограф был скорректирован, выделены новые ветви, выявлены области на территории Киргизского Тянь-Шаня, где кора более неоднородна, а где менее. В книге [101] представлены горизонтальнослоистые скоростные модели для четырех различных профилей, полученные на основе построения системы встречных годографов. Эти профили пересекают всю территорию Киргизии в направлении юго-запад - северовосток и юго-восток - северо-запад. По годографам, построенным по данным площадных систем наблюдений, получена более детальная информация о скоростях верхних слоев коры до глубин 10-15км на севере Тянь-Шаня (хр. Таласский Алатау, Киргизский хребет, Чуйская впадина), в центральной области (зона Токтогульского водохранилища и его окрестности) и в юговосточной части Ферганской впадины (Папанский р-н). Особенно ценна информация, полученная по данным от промышленных взрывов, произошедших в разные годы на территории Киргизского Тянь-Шаня. Т.М.Сабитовой [101] проанализированы данные от Токтогульского взрыва (08.02.1975, ~730E, 420N), Актюзского (12.05.1982, севернее оз. Иссык-Куль), Торуайгырского (11.07.1974, севернее оз. Иссык-Куль), Сулюктинского (10.04.1977, горное обрамление Ферганской впадины), Наманганских (10.07.1974, 02.11.1974, 10.03.1975, ~71.50E, 410N, Узбекистан) и других. В работе выявлено, что северо-западная часть Киргизского Тянь-Шаня до глубин 10-15 км является более неоднородной, чем северо-северо-восточная. На северо-западе в верхней коре обнаружены зоны высокоскоростных включений, а на север-северо-востоке возможно наличие зон низкоскоростных включений. Также в верхней части коры на юго-западе (юго-восточное обрамление Ферганской впадины) скорости сейсмических волн ниже, чем на севере и северо-западе. Автором предлагается четырехслойная модель коры, которая представлена в Табл. 8. Также в Табл. 8 представлена модель коры, предложенная в книге [119].
Табл. 8 Модель коры для территории Киргизского Тянь Шаня по [101] и [119]. Vp - скорость продольных сейсмичеких волн, Z - глубина залегания нижней границы.
Назв. слоя. лосадки гранит1 гранит2 базальт Мантия Источник Vp (км/с) Z (км) Vp (км/с) Z (км) 5.7 5-20 3.5-4.5 6.1 15-20 4.6-6.2 2.5-13 6.5 30-35 6.5-6.6 15-40 7.0-7.2 40-60 6.8-7.2 45-60 8.0-8.1 8.0 [101] [101] [119] [119] По разные стороны ТФР кровля гранитного слоя расположена на разных глубинах, к западу глубина залегания порядка 10-20 км, к востоку Ч 5-8 км. По данным Т.М.Сабитовой и Е.М.Бутовской следует, что глубина залегания границы Конрада возрастает с севера на юг. На территориях, граничащих с Туранской плитой и Казахским щитом, она составляет 15-20 км, под горноскладчатыми сооружениями Тянь-Шаня возрастает до 35-40. Поверхность Мохоровичича в пределах Тянь-Шаньского блока в целом прогибается от 4050 км на периферии до 60-65 км внутри блока. К югу от важнейшей структурной линии Николаева мощность земной коры меньше, чем к северу. В книге [101], а также в работах [96;
110] предполагается, что изменение мощности земной коры здесь происходит скачкообразно. В районе озера Сон-Куль разность залегания границы Мохо по разные стороны разлома возможно порядка 10-15 км, далее на северо-восток разность уменьшается до 10 км [101]. В районе Токтогульского водохранилища изменение мощности земной коры по обе стороны Таласо-Ферганского разлома по сейсмологическим данным не наблюдается. Исследования скоростного строения коры по данным поверхностных волн проводились Т.Б.Яновской и Т.М.Сабитовой [101]. С помощью поверхностных волн удается получить информацию о скоростном строении в труднодоступных районах, в Срединном и Южном Тянь-Шане. Построены карты распределения групповых скоростей волн Рэлея (в волне Рэлея смещение частиц почвы лежит в вертикальной плоскости, а сами частицы описывают эллипс двигаясь против часовой стрелки) для различных периодов. Отчетливо проявляется уменьшение скорости к югу от ГиссароКокшаальского разлома (изменение скоростей по обе стороны разлома ~1км/с до глубин 20 км). Изменение скоростей по обе стороны от ТФР ~0.60.7 км/с для глубин ~5-10 км и ~0.3-0.4 км/с для глубин ~10-15 км. Показано, что на глубинах 10-15 км различие по обе стороны ТФР становится менее резким. На глубинах 5-10 км под Ферганской впадиной значения скоростей волн Рэлея пониженные. Также в работе отмечается, что характер изменения скоростных свойств среды по разные стороны от ТФР для различных звеньев ТФР различен. Скоростной градиент на глубинах 5-10 км наибольший в центральной части разлома. В северной части разлома резкого изменения скорости по обе его стороны не наблюдается. К востоку от ТФР выделяются зоны повышенных скоростей в области, ограниченной ТФР, ГиссароКокшальским разломом и линией Николаева, а также область, приуроченная к Туранской плите и Казахскому щиту, т.е. с северной стороны СевероТяньшанского разлома (для разных периодов формы областей разные). Под Иссык-Кульской впадиной четко прослеживается низкоскоростная аномалия до глубин ~13 км. По данным поверхностных волн получен скоростной разрез для Р и S волн верхней части земной коры (до 16 км) под оз.ИссыкКуль. Исследованиям коры и верхней мантии под Тянь-Шанем методом функции приемника посвящены работы [24;
60]. В [24] расчеты проведены по данным аналоговых станций, расположенных как к западу, так и к востоку от ТФР. Выявлено, что на глубинах ~10-35 км скорости сейсмических волн к востоку от ТФР приблизительно на 10% ниже, чем к западу. Считается, что возможны существенные различия в структуре геологических пород по обе стороны ТФР, т.к. помимо разных значений скорости к востоку от ТФР коэффициент затухания сейсмических волн ниже, а верхняя мантия более анизотропна, чем к западу. В [60] проведены исследования коры и верхней мантии Восточного Тянь-Шаня по данным цифровых станций. Получена информация о скоростном строении горных районов юго-восточной части Тянь-Шаня, хуже всего изученной сейсмическими методами. В восточном Тянь-Шаня толщина коры изменяется в пределах 45-70 км. Выявлены новые скоростные особенности верхней мантии исследуемой территории, связанные с астеносферным слоем пониженных скоростей и толщиной покрывающего астеносферу сверху слоя повышенных скоростей. Первые сведения о скоростной структуре верхней мантии до глубин 300-400 км получены в [69]. А.С.Алексеевым с соавторами построено распределение скоростей продольных волн в верхней мантии на профиле Памир-Байкал по сейсмологическим данным. На глубине примерно 120 км по всему профилю, в том числе и под Тянь-Шанем, получен слой пониженной скорости или, в крайнем случае, значительное уменьшение роста скорости с глубиной. Исследованию скоростной структуры верхней мантии посвящены работы Л.П.Винника и А.М.Сайипбековой и других [77;
79;
74;
104]. Проведен анализ данных от удаленных землетрясений. Выявлено, что к юго-западу от ТФР в верхней мантии преобладают высокие скорости (на 1-3% больше по сравнению с нормальной 8.0-8.1 км/сек). Корреляция высот современного рельефа со скоростными неоднородностями в верхней мантии на территории Западного Тянь-Шаня не наблюдается. К северо-востоку от ТФР на значительной площади отмечается низкоскоростная мантия (на 1-3% меньше по сравнению с нормальной 8.0-8.1 км/сек), но для северной части Чуйской, восточной части Иссык-Кульской, Илийской и южной части Прибалхашской впадины характерна мантия с повышенными скоростями. Следовательно, к северо-востоку от ТФР отмечается отчетливая связь скоростных неоднородностей верхней мантии с высотами современного рельефа. В [74] также отмечается, что характер неоднородностей в верхней мантии под восточным Тянь-Шанем существенно отличается, от скоростных неоднородностей в сопредельных районах Западного Тянь-Шаня и Памира.
4.7.2 Сейсмичность.
По признаку сейсмичности существует четкая градация территорий Средней Азии на блоки 1-го, 2-го, 3-го и.т.д. рангов [98]. Блоки 1-го ранга оконтуривают землетрясения с М8. Их размеры от 1000-1500 км. Например, Тибетский и Иранский литосферные блоки. Землетрясения с М7 оконтуривают блоки 2-го ранга с поперечником 300-600 км. Тянь-Шаньская микроплита является блоком 2-го ранга. Тянь-Шаньский блок по степени сейсмичской активности разделяется ТФР на два блока 3-го ранга (размеры 100-300 км). Блоки 3-го ранга выделяют по распределению землетрясений с М3-6. Анализ данных о плотности скопления очагов землетрясений на разных глубинах в пределах исследуемого региона показывает, что подавляющее большинство очагов расположено на глубинах 5-20 км [119]. Что касается взаимосвязи происходит местоположения в градиентных гипоцентров зонах, землетрясений и коровых скоростных неоднородностей, то из [103] следует, что разрядка напряжений обусловленных местоположением высокоскоростных тел - накопителей энергии. Ниже на Рис. 21 представлена карта землетрясений, полученных из каталога МС - и произошедших в период с 1904 по 2000 года и карта наиболее сильных и разрушительных землетрясений, произошедших за последние 120 лет. Из Рис. 21 видно, что расположенные на юге ТяньШаньской микроплиты глубинные разломы являются наиболее сейсмоактивными. Исследованию последствий крупных разрушительных землетрясений, а также афтершоковой и форшоковой активности, связанной с этими землетрясениями посвящены работы [31;
12] (Суусамырское землетрясение) и [86] (Кеминское землетрясение).
Рис. 21 а) землетрясения из каталога МС - за период 1904-2000 года, б) наиболее сильные разрушительные землетрясения, произошедшие на исследуемой территории за последние 120 лек (IASP Handlbook).
4.7.3 Исследования методами глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ).
Работы методом ГСЗ для Тянь-Шаня были впервые проведены Г.А.Гамбурцевым, основателем метода, в 1949-1953 годах [80]. Исследования проводились по трем направлениям на Северном Тянь-Шане: оз. Иссык-Куль - восточная часть оз. Балхаш, оз. Иссык-Куль - западная часть оз. Балхаш, оз. Иссык-Куль - г.Фрунзе - Чан-Кудук. Наблюдения производились на разобщенных непрерывных продольных профилях разной длины (от 1 до 48 км). Полученные скоростные сечения по трем направлениям являются осредненными для полосы 100 км, длина сечений порядка 400 км, исследовались глубины до 60 км. Сделан вывод о том, что в пределах исследованного региона поверхность Мохоровичича и поверхность базальтового слоя залегают несогласно. Глубина границы Мохо в пределах исследуемого района от 40 до 50 км, а поверхности базальта от 8 до 20 км. В областях горных хребтов Кунгей- и Заилийский Алатау, Казахский хребет наблюдается поднятие поверхности базальтового слоя и увеличение его мощности по сравнению с областями депрессий: Чуйской, Иссыккульской, Илийской. В направлении Иссык-Куль - г.Фрунзе - Чан-Кудук рельеф глубоких границ земной коры более резкий, чем на Балхашских направлениях. Позднее на территории Севрного Тянь-Шаня была проведена еще серия работ методом ГСЗ. На участке оз.Иссык-Куль-оз.Балхаш имеются три параллельных профиля ГСЗ. Работы по одному из профилей, Каскаленскому, выполнялись в 1967 году под руководством В.А.Контова. В.И.Шацилова и других. Длина профиля около 300 км. В области перехода от равнинного Казахстана к Северному Тянь-Шаню толщина земной коры постепенно увеличивается от 40 до 50 км. Исследования [116] хорошо согласуются с результатами первых работ по ГСЗ, проведенных Г.А.Гамбурцевым. В [116] дополнительно отмечено, что наблюдается значительное изменение соотношения скоростей продольных и поперечных сейсмических волн в земной коре Северного Тянь-Шаня по сравнению с равнинными районами. С помощью методов ГСЗ активно исследовалась земная кора под Ферганской впадиной и примыкающими к ней территориями, т.е. район Западного Тянь-Шаня. В 1958 году проведены измерения по профилю Ленинабад-Караунгур, основными исполнителями были Б.С.Вольвовский, И.С.Вольвовский и др. [89]. Длина профиля составила 285 км. Пролегал этот профиль в субширотном направлении. Результатом исследований по этому профилю было выявление осадочного слоя мощностью 5.5-9 км со средними скоростями 3.9-4.3 км/с. Этот слой ограничен изолиниями скоростей 6.0 км/c. Рельеф подошвы осадочного слоя в большинстве случаев совпадает с рельефом земной поверхности в этом районе. Гранитный слой разделяется на два подслоя - нижний диоритовый и верхний гранито-гнейсовый. Мощность диоритового слоя 8.5-11.5.км, этот слой ограничивается изолиниями скоростей 6.5 км/с (сверху) и 7.0 км/c (снизу). Замечено, что толщина диоритового подслоя увеличивается в восточном направлении. Гранито-гнейсовый подслой обладает переменной мощностью 16-21 км и ограничен скоростями Р волн 6.0 км/с (сверху) и 6.5 км/c (снизу). Базальтовый слой имеет мощность 11-13 км и увеличивается в западном направлении. Под границей Конрада характерная скорость Р волн 7.0 км/с, а под границей Мохоровичича 8.0 км/с. Глубина залегания границ Конрада и Мохо приблизительно 35 и 48 км соответственно. Также в диоритовом, гранито-гнейсовом или базальтовом слое не исключается наличие волноводов (слоев пониженных скоростей) толщиной 4.5, 2.0 или 6.0-6.5 км соответственно. был выполнен [89] в Второй 1959 году. профиль Абадан-Вуадиль пересекал были Ферганскую впадину в меридиальном направлении. Его длина 117 км. Он Основными исполнителями Б.С.Вольвовский, И.С.Вольвовский и др. [89]. Выделено залегание границы Мохо на глубинах 43-48 км, а границы Конрада на глубинах 34-37 км.
Отмечается скачок границы Мохо длиной около 3 км под Южно-Ферганской разломной зоной, к югу от разлома граница Мохо приподнята до 45 км. В 1973-1975 годах институтом геологии и геофизики АН УзССР и Ферганской экспедицией МГ УзССР во главе с И.Х.Хамрабаевым, Е.М.Бутовской, В.А.Паком, Б.Б.Таль-Вирским, Г.В.Краснопевцевой были проведены исследования методом ГСЗ вдоль профиля Зоркуль-Токтогул. Одним из итоговых результатов этой работы также является разрыв поверхности Мохо под Южно-Ферганской разломной зоной. Другим результатом является выявление тенденции к увеличению толщины земной коры в южном направлении, а также увеличение средней скорости продольных волн в южном направлении в коре [106]. В 1991 году были проведены изучение и переинтерпретация данных профилей ГСЗ и МОВЗ, накопленных за более, чем 30-летний период [66]. Один из выводов этой работе, ранее не отмечавшийся, заключается в том, что в Северном и Срединном Тянь-Шане в верхних и средних частях земной коры отмечены волноводы (5.5-5.8 км/с). В южном Тянь-Шане волноводы выделяются в средней и нижней коре. Для Туранской плиты коровые волноводы не характерны. На основе анализа времен пробега первых вступлений продольных мантийных волн от крупных промышленных взрывов, зарегистрированных сетью сейсмологических станций, а также на профилях ГСЗ в [75] были построены двумерный скоростной разрез коры и верхней мантии в субширотном направлении вдоль профиля Аму-Дарья ЦТоктогул и схемы распределения скоростей продольных волн в верхней мантии под ТяньШанем и сопредельными территориями. Выявлено, что сейсмоактивные районы Тянь-Шаня существенно отличаются от прилегающих асейсмичных районов Туранской плиты наличием в разрезе на глубинах свыше 100 км мощного и четко выраженного астеносферного слоя с понижением скорости. Так же как, например в [79], в верхней мантии при пересечении с востока на запад Талассо-Ферганского разлома отмечается увеличение значений скоростей продольных сейсмических волн (в данной работе на 0.5 км/с). Самые высокие значения скоростей Р волн соответствуют Ферганской впадине, здесь скорости Р волн достигают значений 8.5-8.6 км/с. Под Чаткальским хребтом наблюдается понижение скорости до 8.2-8.3 км/с. Северный Тянь-Шань характеризуется наиболее низкими значениями скоростей в верхней мантии. Если говорить о геологическом возрасте горных пород под Тянь-Шанем, то под Северным Тянь-Шанем залегают более древние геологические структуры (образовались в период каледонской складчатости, 500-410 М.л.н.), чем под Южным (образовались в период герцинской складчатости, 410-295 М.л.н.).
4.7.4 Исследования земной коры всего Тянь-Шаня методом сейсмической томографии по данным объемных волн.
Для построения трехмерных моделей в работах [44;
11;
67] сначала было проведено построение одномерных слоистых моделей по данным объемных сейсмических волн от локальных землетрясений. Эти одномерные слоистые скоростные модели были использованы в качестве нулевого приближения при построении трехмерных моделей. В работе [108] в качестве начальной скоростной модели используется одномерная линейно непрерывная скоростная модель. Введем обозначения: М1 - модель S.Roecker [44], М2 - модель S.Roecker [44], М3 - модель S.Ghose [11], М4 - модель А.Адамовой [67];
М5 - модель А.Треусова [108]. Графики одномерных слоистых скоростных моделей М1, М2, М3, М4 и одномерной линейно непрерывной модели М5 представлены на Рис. 22.
Рис. 22 Одномерные модели скоростей Р волн М1, М2, М3, М4, М5 для территории Тянь-Шаня. Горизонтальными линиями показаны стандартные ошибки определения скорости в слое для каждой модели.
Из Рис. 22 видно, что слоистые скоростные модели существенно различаются между собой. Анализ величин стандартных ошибок для слоистых скоростных моделей показывает, что наиболее точно удается определить среднюю скорость в слое на глубинах 5-35 км (Vp<0.02 км/с). На глубинах 20-50 км скорости Р волн в модели M5 существенно больше, чем в моделях М1-М4. Ниже приведена некоторая информация о существующих трехмерных томографических моделях коры и верхней мантии под Тянь-Шанем. В [44] рассчитаны трехмерные модели скоростей Р и S волн в коре и верхней мантии для всей территории Тянь-Шаня. Сводная информация об использованных локальных данных и регионе приведена в Табл. 9. Помимо локальных данных в работе использованы также телесейсмические события. Обнаружены области пониженных скоростей Р и S волн до глубин 5-7 км под Чуйской и Иссык-Кульской впадинами. Под Ферганской впадиной пониженные скорости наблюдаются до глубин 10-15 км как в модели для Р, так и для S волн. Авторами статьи отмечается, что, не смотря на явные различия в приповерхностной геологии по обе стороны от ТалассоФерганского разлома, в верхней коре Талассо-Ферганский разлом (ТФР) не является четкой границей разноскоростных блоков как в модели для Р, так и в модели для S волн. На глубинах 20-50 км, а также в верхней мантии скорости к востоку от ТФР более низкие, чем к западу для моделей и Р, и S волн. Исключение составляет высокоскоростное тело, локализованное на глубинах 25-40 км восточнее Нарынской впадины. В работе [108] построена непрерывная модель скоростей Р волн в коре под Киргизским Тянь-Шанем. Краткая информация об используемых данных представлена в Табл. 9. Из распределения скоростей в поверхностных слоях коры (5 и 10 км) видно, что Талассо-Ферганский разлом является контрастной границей раздела областей с различными скоростями. Низкие скорости до 5.3 км/с наблюдаются в районе Ферганской впадины, высокие до 6.6 км/с простираются в южном направлении, а также на восток до 6.5 км/c на уровне сорок второй параллели. В районе Иссык-Кульской впадины преобладают пониженные скорости. На глубинах 15 и 20 км перепад скоростей по обе стороны разлома уже не столь заметный, хотя область повышенных скоростей восточнее разлома сохраняется. С увеличением глубины скорости в Ферганской впадине постепенно нарастают, а зона озера Иссык-Куль остается по-прежнему низкоскоростной. Разброс скоростей на глубинах 15 и 20 км от 5.8 км/с до 7 км/с. На глубинах 25 и 30 км скоростная картина существенно выравнивается, намечается тенденция к увеличению скорости западнее разлома. Вообще на этих глубинах скорость изменяется от 6.2 км/с до 7.3 км/с. Тенденция к увеличению скорости западнее разлома также наблюдается на глубинах 40 и 50 км. В итоге в нижних слоях коры на границе с верхней мантией Восточный Тянь-Шань становится более высокоскоростным, чем Западный.
В работе [67] проведено построение блоковых моделей скоростей Р и S волн с использованием той же самой методики, что была применена в [44] и более полного набора данных (см. Табл. 9). В верхней коре низкоскоростные области выявляются не только под впадинами Чуйской, Иссык-Кульской и Ферганской, как в работе [44], но и под Баткенской, Ноокатской;
ТогузТорооской вместе с Нарынской, Джумгальской, Аксайской, Сарыджазской и Энгильчекской. На территории Северного Тянь-Шаня в верхней коре в целом наблюдается зона повышенных скоростей. На глубинах 25-50 км к западу от Талассо-Ферганского разлома преобладают повышенные значения скоростей, а к востоку пониженные. На глубинах 35-65 км авторами выявлена область пониженных скоростей в зоне сочленения Тянь-Шаня с Таримским массивом. При сравнении трехмерных томографических моделей, представленных в выше изложенных работах, а также трехмерной модели скоростей Р волн, полученной по данным поверхностных волн [101] видно, что существуют общие скоростные особенности, которые отмечаются всеми исследователями, но одновременно с этим наблюдаются существенные различия в скоростных моделях, полученных разными авторами. Например, в [108] отмечается, что на глубинах 25-35 км под Тянь-Шанем скоростная картина существенно выравнивается, а в [67] замечено, что в интервале 25-35 км земная кора характеризуется повышенной гетерогенностью. При описании результатов расчетов трехмерных скоростных моделей на этих глубинах в [44] авторами сделан вывод, что именно в средней коре имеющийся массив данных не позволяет получить достоверные сведения о скоростной структуре из-за недостаточной плотности лучей. Также в модели скоростей Р волн резкое изменение скорости по обе стороны ТФР на глубине 5 км в [44] отсутствует, а в моделях [108] и [101] присутствует. В то же время общей особенностью всех моделей является изменение характера неоднородностей по обе стороны от ТФР в средней коре (под Ферганской впадиной низкоскоростная аномалия сменяется высокоскоростной, а к востоку от ТФР высокоскоростная - низкоскоростной). Тот факт, что в нижней коре восточный Тяянь-Шань становится более низкоскоростным, чем западный также хорошо согласуется с исследованиями верхней мантии под этим районом [79;
74;
75], если предположить, что характер скоростных неоднородностей при переходе через границу кора мантия не меняется. В большинстве работ в верхней коре под Иссык-Кульской впадиной отмечается локальная зона пониженных модели анализа скоростей. Рассчитанные при в [44] и сейсмотомографические сравнительного использовались проведении результатов магнитотеллурических сейсмотомографических исследований в работах [71] и [107]. Основной идеей этих работ является выявление связи между зонами пониженных скоростей продольных и поперечных сейсмических волн в земной коре под Тянь-Шанем с областями, характеризующимися повышенной электрической проводимостью. Авторами работ совпадение зон пониженных скоростей и повышенной проводимости объясняется процессами высокотемпературного метаморфизма и гранитообразования в этих районах. Результаты работы [44] использовались для построения трехмерных моделей плотности пород в нижней коре в [48].
4.7.5 Исследования земной коры Cеверного Тянь-Шаня методом сейсмической томографии по данным объемных волн.
В работе [103] проведено сейсмотомографическое исследование двух регионов Северного Тянь-Шаня: Чуйского (73.6-76 в.д., 41.8-43.1 с.ш.) и Иссык-Кульского (75.5-79.2 в.д., 41.6-43.4 с.ш.). Расчеты производились по программе [88]. В работе отмечено, что скоростная модель, полученная для Чуйского региона, является менее детальной и достоверной, чем для ИссыкКульского. Сведения о количестве используемых станций для расчетов, количестве лучей и размерах регионов приведены в Табл. 9. Новая информация получена для коры до глубин 20 км, на глубинах 20-50 км в скоростных разрезах приводятся значения скоростей, рассчитанные ранее в [44]. В [103] авторам впервые удалось обнаружить для всех исследуемых очаговых зон сильных землетрясений (для Чуйского района - это Беловодское, Баласагынское и Кемино-Чуйское землетрясения, для ИссыкКульского - Кебинское, Кемино-Чуйское, Байсорунское, Жаланш-Тюпского и Сарыкамышского) наличие одинаковых характерных особенностей в скоростной модели продольных волн в коре. Местам расположения землетрясений соответствуют области пониженных скоростей в верхней коре, которые соединены узким ослабленным тел каналом с низкоскоростными областями (волноводами) в нижней коре. При этом обязательно наличие выскоскоротных разнообразной формы, подступающих к системе волновод - узкий канал - волновод на различных глубинах. В верхнем 20 км слое Киргизскому хребту соответствуют пониженные скорости. Южная часть Чуйского района отличается повышенной гетерогенностью - чередованием разноскоростных блоков, наползанием выскоскоростных блоков на низкоскоростные. Под центральной частью озера Иссык-Куль на глубине 10 км отчетливо видна низкоскоростная область, которая согласуется с аномалиями повышенного теплового потока. S.Ghose с соавторами [11] были построены слоистые одномерные и непрерывные трехмерные модели скоростей Р и S волн для верхней коры в зоне сочленения Чуйской впадины и Киргизского хребта. Использованы данные сейсмологической сети цифровых станций KNET (см. Табл. 9). Резкий градиент сейсмических скоростей для Р и S волн наблюдается в области перехода от Чуйской впадины к Киргизскому хребту. Эта переходная зона погружается в глубину под острым углом по сравнению с направлением на юг. Под Киргизским хребтом мощность низкоскоростных слоев значительно больше, чем под Чуйской впадиной для Р и S волн. Под западной частью Киргизского хребта в модели для Р волн обнаружено локализованное еще более низкоскоростное тело на глубинах ~12-24 км.
Табл. 9 Имеющиеся данные для построения локальных сейсмотомографических моделей для различных территорий Тянь-Шаня и размеры этих территорий.
Источ ник [44] [44] [108] [67] [67] [103] [103] [11] [11] Корд. рег. в.д. с.ш. 69.0-80.0 39.0-44.0 69.0-80.0 39.0-44.0 69.6-78.6 39.0-43.1 68.0-80.0 38.5-43.5 68.0-80.0 38.5-43.5 73.5-76.0 41.8-43.2 75.6-79.2 41.6-43.4 74.0-76.0 41.9-43.4 74.0-76.0 41.9-43. Размеры (x*y*z) км 850*500*50 850*500*50 730*455*50 980*550*50 980*550*50 200*155*20 290*200*20 160*160*27 160*160* Тип Nстан Nлуч. волны P 267 5304 S 267 4496 P 76 700 Р 300 27285 S 300 23077 P 38 1748 P 45 1314 Р 12 3576 S 12 Автор алгоритма. S.Roecker S.Roecker А.В.Треусов S.Roecker S.Roecker П.Г.Дитмар П.Г.Дитмар S.Ghose S.Ghose 4.8 Детальное изучение зоны сочленения Чуйской впадины и Киргизского хребта. Ниже приведены более полные сведения о регионе 42-43 с.ш. и 74-76 в.д. Эта область является одной из тех, которые изучаются наиболее активно на протяжении последних 30 лет. Северо-Тянь-Шаньский глубинный разлом, состоящий из серии более мелких разломов, появился еще в эпоху каледонской складчатости. Большинство разломов на этой территории активны последние 0.1 млн. лет. В основном, скорости движений вдоль разломов <1 мм/год, но также наличествуют разломы со скоростями от 1 до 5 мм/год. Для Иссык-Атинского и Чонкурчакского разломов характерны надвиговые движения со скоростями 0.5-0.7 и 0.3 мм/год соответственно. Для небольших разломов порядка 20 км северо-восточного направления, возникающих на стыке Иссык-Атинского и Чонкурчакского разломов, также характерны лево- и правосдвиговые движения. Параллельно ИссыкАтинскому разлому в районе 420 с.ш. расположен разлом, для которого наблюдаются взбросовые и сдвиговые движения. Также группе разломов северо-восточнее Иссык-Аты, в большинстве своем северо-западного простирания, присущи взбросовые и правосдвиговые движения с поднятым северо-восточным крылом. На западе в исследуемый прямоугольник попадает часть Северо-Суусамырского, а на востоке часть Кеминского разлома. Для Северо-Суусамырского разлома скорость взброса 0,5-0,8 мм/год. Для Кеминского разлома, расположенного на северном склоне Кунгей-Алатау, измерены скорость надвига 1.5 мм/год и скорость левого сдвига 0.5 мм/год. В выделенном регионе расположена Северо-Чуйская тепловая аномалия, которая входит в Восточно-Тянь-Шаньскую аномальную зону и является областью повышенного теплового потока (более 80 мВт/м2). При этом нижнекоровый и верхнемантийный поток составляет 30, а в центре аномалии 80 мВт/м2. Также в области Северо-Тянь-Шаньского глубинного разлома наблюдается резкий градиент магнитных аномалий, связанных с магнитными массами на глубинах 10-30 км, и интенсивный горизонтальный градиент регионального гравитационного поля. Положение границы базальта в области сочленения Киргизского хребта и Чуйской впадины по результатам исследования методом ГСЗ, проводимого под руководством Г.А.Гамбурцева, следующее: под впадиной поверхность базальта залегает примерно горизонтально, затем она образует прогиб (зона предгорного прогиба), потом ступенеобразно поднимается (зона глубинного разлома) и под Киргизсуким хребтом образует поднятие. Из работы Т.М.Сабитовой следует, что под Чуйской впадиной намечается подъем границы Мохоровичича. На Рис. 23 представлены карты разломов исследуемой территории, полученные расположении проведен из разных источников. Явно видны несоответствия и в Иссыкатинского насколько разлома, хорошо Чонкурчакского других, отсутствие на карте а) Шамси-Тюндюкского разлома. В ходе работы будет анализ обнаруженные горизонтальные неоднородности скоростей Р волн согласуются с местоположением разломов, представленным и на рис. 2а), и на рис. 2б).
Рис. 23 а) Карта разломов из [109], наложенная на карту рельефа местности, полученную с сайта www.ngdc.noaa.gov и название некоторых разломов по [109]. б) Активные разломы и складки Северного Тянь-Шаня по [86] (треугольники показывают направление плоскости падения сместителя).
Выводы к главе 1. Скоростная структура под изучаемой территорией исследовалась ранее с помощью построения систем встречных годографов, методов ГСЗ, МОВЗ, функции приемника, сейсмической томографии по данным удаленных изучению и местных землетрясений. полей, Также для обсуждаемой строения и территории проведено много детальных исследований, посвященных геофизических геологического деформационных процессов. Несмотря на подробное изучение этой территории до сих пор существует целый ряд несогласованностей в этих исследованиях и необъясненных геофизических эффектов. 2. Существующие одномерные модели скоростей Р волн, используемые для построения трехмерных томографических моделей, а также для определения координат землетрясений и времени в источнике (Табл. 8 и Рис. 22), существенным образом отличаются между собой. При построении трехмерных скоростных моделей методом сейсмической томографии процесс нахождения минимальной скоростной модели является особенно важным [21]. Поэтому в данной работе по имеющимся наборам данных перед построением трехмерных скоростных 3.
моделей проведен поиск оптимальных одномерных скоростных моделей. Уже построенные сейсмотомографческие модели для некоторых районов Тянь-Шаня проясняют некоторые структурные особенности территории Тянь-Шаня, но не всегда удовлетворяют существующим требованиям по точности и достоверности и согласуются между собой. Приблизительно одни и те же результаты получены в разных работах по поводу соотношениия скоростей продольных сейсмических волн по разные стороны ТФР в нижней коре и верхней мантии. Спорными остаются вопросы, связанные со скоростным строением верхней коры под всей территорией Тянь-Шаня.
Глава 5 Описание используемых в работе данных и анализ сейсмичности Тянь-Шаня.
В настоящей главе описаны собранные в ходе работы сейсмологические данные, часть из которых была использована для построения сейсмотомографических моделей, а остальные были необходимы для анализа сейсмичности в регионе, а также для выявления различных особенностей волновой картины, присущей данному региону. 5.1 Общие сведения об используемых данных. Для проведения исследований использовались сведения четырех разных баз времен пробега продольных и поперечных сейсмических волн от локальных землетрясений. Краткая информация об используемых данных приведена в Табл. 10.
Табл. 10 Краткая информация об используемых в ходе исследования сейсмологических данных для района 68.0-80.0 с.ш., 38.0-44.0 в.д.
№ набора данных 1 2 3 Инф. О станц. KNET (13ст) Тип станц.
Период наблюд. (гг.) Кол. земл. 9172 10678 2082 ~ Кол. P волн 68406 109153 27757 ~ Кол. S волн 49621 75339 23333 ~ Цифр. 1991- KNET, KAZNET, GHENGIS Цифр. 1997-2000 (39 ст.) Анал. и ОМЭ ИС КР (218 ст.) 1957-1999 цифр. Станции из бюл.ISC Анал. и 1964-1997 (33 ст.) цифр.
Набор данных (KNET) составлен Центром Сбора Данных Широкополосных Станций (Broadband Seismic Data Collection Center, США, Сан Диего, ftp://epicenter.ucsd.edu/pub/eakins/knet/). Бюллетень 2 является результатом совместной работы Института Высоких Температур АН (ИВТАН), Киргизского Института Сейсмологии (КИС) и Центра Сбора Данных Широкополосных Станций и предоставлен данных 1 J.Eakins и 2 (ftp://epicenter.ucsd.edu/pub/eakins/tien_shan/). Наборы предоставлены в формате CSS3.0. Данные 3 получены от Т.М.Сабитовой и А.А.Адамовой (КИС). Бюллетень Международного Сейсмологического Центра (данные 4) получен с сайта www.isc.ac.uk. Часть набора данных 3 использовалась для построения блочной скоростной модели коры территории Тянь-Шаня методом сейсмической томографии [44]. Также набор данных 3 использовался в [67] для построения трехмерных скоростных моделей Р и S волн. Часть данных 1 за период времени 1991-1996 года использовалась для расчета непрерывной трехмерной скоростной модели под Северным Тянь-Шанем в [11]. На начальном этапе исследования были построены годографы по данным времен пробега Р и S волн с использованием информации, поступившей из различных источников (наборы данных 3,2 и 1). На Рис. 24 представлены годографы для Р и S волн, построенные по набору данных 3. На экспериментальные данные наложены теоретические годографы для Р и для S волн. Теоретические времена пробега рассчитывались с использованием скоростной модели М2 для глубины очага 0 км. Две теоретические ветви (бордовая и голубая) для Р (S) волн соответствуют сейсмическим лучам, преломленным в слое 15-25 км со скоростями 6.2 (3.6) и слое 60-80 км со скоростями 8.0 (4.5) км/с. Оранжевая теоретическая ветвь годографа соответствует прямым лучам, распространяющимся со скоростью 5.1 (2.7) км/с.
Рис. 24 Годографы для Р и S волн, построенные по набору данных 3. На экспериментальные данные наложены теоретически рассчитанные годографы для Р и S волн, соответствующие разным преломляющим горизонтам.
Анализ распространения сейсмических волн в слоистой скоростной модели М2 для случая расположения источника на поверхности показывает, что на малых эпицентральных расстояниях до 98 км для Р и 93 км для S из трех волн, годографы которых изображены на Рис. 24, существует только прямая волна 5.1 (2.7). При 98 км для Р и 93 км для S волн возникает преломленная волна 6.2 (3.6). Затем на эпицентральных расстояниях 163 для Р и 167 для S км впервые появляется волна 8.0 (4.5). До 247 км для Р и 268 км для S время пробега вдоль волны 8.0 (4.5) больше, чем время пробега вдоль волны 6.2 (3.6). После 247 км для Р и 268 км для S волны 8.0 (4.5) становятся первыми в своей группе волн (Р и S). Если глубина источника сейсмических волн больше 0 км тогда обе преломленные сейсмические волны впервые появляются на меньших эпицентральных расстояниях. Соответствующее эпицентральное расстояние, при котором преломленные на различных горизонтах сейсмические волны выходят в первые вступления, также меньше соответствующего эпицентрального расстояния, рассчитанного для источника, расположенного на поверхности. Анализ Рис. 24 показывает, что на >400 км четко выделяются две группы экспериментальных данных, соответствующие двум теоретическим ветвям годографа 6.2 (3.6) и 8.0 (4.5). Эти волны на 160400 км также существуют, но экспериментальные годографы не позволяют их идентифицировать в зоне интерференции на малых расстояниях. Для построения томографических моделей в данной работе по возможности отбирались времена, соответствующие только первым вступлениям продольной или поперечной волны. Из-за того, что на 160400 км группы экспериментальных точек, соответствующие двум разным сейсмическим волнам, не разделяются, на этих эпицентральных расстояниях отбор первых вступлений наиболее затруднителен. Поэтому оценке качества используемых данных уделено много внимания, и для построения томографических моделей отобрана наиболее достоверная информация (см. 5.3). На Рис. 25 представлены годографы, построенные по набору данных 2. Все станции, регистрирующие сейсмические волны, являются цифровыми для данного набора данных, в отличие от набора данных 3. Однако, несмотря на то, что точность определения времени вступления для цифровых станций выше, зрительно видно, что на эпицентральных расстояниях более 400 км в качестве первого вступления иногда выделяется вступление той сейсмической волны, которая пришла позже.
Рис. 25 Годографы для Р волн, построенные по части данных из набора 2 для глубин 0-5 км и 5-10 км в области 73.5-80.5 с.ш., 39.0-44.5 в.д.
Для имеющихся наборов данных был проведен также анализ редуцированных годографов. Редукция проводилась следующим образом. Для каждой пары источник-приемник рассчитывались все возможные сейсмические волны в некоторой стандартной слоистой скоростной модели (М1, М2 или М3) для той глубины, на которой располагался источник. Затем выбиралась волна, время пробега вдоль которой минимально. Это время пробега считалось истинным и вычислялась невязка именно относительно минимального рассчитанного времени пробега. На одних эпицентральных расстояниях минимальной являлась прямая сейсмическая волна, на других преломленная во втором слое, далее в третьем. Построенные таким образом редуцированные годографы Р и S волн для набора данных 3 на основе слоистой скоростной модели М2 представлены на Рис. 26.
t (сек) Рис. 26 Редуцированные относительно модели М2 (автор S.Roecker, см. 5.1) годографы для Р и для S волн, построенные по имеющемуся набору данных 3.
Из Рис. 26 видно, что модель М2 для Р волн достаточно хорошо описывает имеющийся набор данных. Среднеарифметическое значение невязки (если рассматривать только те лучи, у которых эпицентральное расстояние меньше 250 км) близко к нулю и равно -0.3 c. Скорости для S волн, приведенные в модели М2, являются заниженными по сравнению со скоростями, соответствующими минимальной одномерной модели S волн, для имеющегося набора данных. Вычисленное среднеарифметическое значение невязки по всем лучам с эпицентральным расстоянием меньше 250 км для S волн равно -1.2 сек. Для набора данных 3 рассчитаны невязки относительно скоростных моделей М1, М2 и М3. Приблизительно для 95% лучей значение невязки по модулю относительно любой из используемых моделей не превышает 5 сек для Р волн и 10 сек для S волн. Приблизительно 65% от общего количества всех лучей соответствуют эпицентральным расстояниям до 250 км и приблизительно 30% лучей более 250 км. Построение редуцированных годографов с использованием описанного выше метода также проведено по набору данных 2 для землетрясений на глубине 0-5 км и 5-10 км в районе 73.5-80.5 с.ш., 39.0-44.5 в.д.
Рис. 27 Редуцированные годографы для Р волн, построенные по части данных из набора 2 с использованием источников, расположенных на глубинах 0-5 км и 5-10 км в обл. 73.5-80.5 с.ш., 39.044.5 в.д.
Новая особенность набора данных 2, которая не видна при построении нередуцированных годографов (Рис. 25) проявляется при построении редуцированных годографов (Рис. 27). На =50100 км для землетрясений на глубинах 5-10 км в скоростной модели М2 теоретически минимальное время пробега соответствует одному типу волны, в то время как интерпретатором в качестве На первого Рис. 28 вступления была выделена друга редукции более поздняя сейсмическая волна. представлены результаты относительно скоростных моделей М2 [44] и модели М3 [11] для Р и S волн для части данных из набора 1. Модель Ghose для Р волн достаточно хорошо описывает имеющийся набора данных. Среднеарифметическое по всем Р невязкам равна 0.0 сек. Разброс невязок S волн относительно моделей М2 и М3 значительно больше, чем Р волн. Также в ходе работы было проведено сравнение годографов, построенных для групп лучей, расположенных в различных районах исследуемого региона. Например, по набору данных 3 один годограф построен с использованием данных времен пробега только тех лучей, источник и приемник для которых были расположены к западу от ТалассоФерганского разлома, а второй для лучей, которые полностью соответствуют восточной части Тянь-Шаньской горной системы. Четкого различия наклона t (сек) двух годографов, построенных по двум разным группам данных, не выявлено.
Рис. 28 Редуцированные годограф для Р и S волн, построенные по части данных из набора 1 (бюллетень KNET) для территории Северного Тянь-Шаня(обл. 73.5-76.5, 41.9-43.4);
а) - относительно модели М2, б) - относительно модели М3 (S.Ghose).
Для всех наборов данных построены диаграммы распределения землетрясений в зависимости от глубины, максимального угла между направлениями на две соседние станции (азимутальный охват) и количества, зарегистрировавших данное землетрясение станций. Для части данных из набора 2 такие диаграммы представлены на Рис. 29, а для части данных из набора 1 на Рис. 30. Для территории Северного Тянь-Шаня под руководством Н.Г.Гамбурцевой проводилось исследование геодинамических свойств коры и верхней мантии по данным ядерных взрывов, произошедших на Семипалатинском полигоне и зарегистрированных аналоговыми сейсмическими станциями Пржевальск и Фрунзе [82].
Рис. 29 Диаграммы распределения землетрясений из части данных из набора 2 (обл. 73.5-80.5 с.ш., 39.0-44.5) в зависимости глубины, азимутального охвата и количества, зарегистрировавших данное событие станций.
Рис. 30 Диаграммы распределения землетрясений для части данных из набора 1 (обл. 73.5-76.5, 41.943.4) в зависимости глубины, азимутального охвата и количества, зарегистрировавших данное событие станций.
5.2 Анализ сейсмичности и месторасположения станций на территории Тянь-Шаня по имеющимся данным.
Рис. 31 Карта эпицентров землетрясений и сейсмических станций, регистрирующих эти землетрясения по бюллетеню KNET(набор данных №1);
1 - землетрясения, 2 - станции, 3 - область более детального исследования.
Рис. 32 Карта эпицентров землетрясений и сейсмических станций, регистрирующих эти землетрясения по набору данных №2;
1 - землетрясения, 2 - станции Рис. 33 Карта эпицентров землетрясений и сейсмических станций, регистрирующих эти землетрясения по набору данных №3;
1 - землетрясения, 2 - станции.
Как видно из Рис. 31, сеть станций KNET полностью расположена на территории Северного Тянь-Шаня. Станции, входящие во второй набор данных, достаточно равномерно расположены на территории Восточного Тянь-Шаня (Рис. 32). Что касается набора данных 3 (Рис. 33), то наибольшее количество сейсмических станций расположено на территории Северного Тянь-Шаня, между тем в юго-восточной части Тянь-Шаньского орогена покрытие станциями очень редкое. Координаты станций для наборов данных 1 и 2 получены с сайта SeismiQuery/station.htm. Координаты станций для набора данных 3 предоставлены Т.М.Сабитовой и А.А.Адамовой из ИС КР. На основе имеющихся наборов данных проведен анализ сейсмичности исследуемого региона. Проведение такого анализа было затруднено тем, что, во-первых, собраны данные за разные временные периоды, а, во-вторых, неизвестна магнитуда зарегистрированных землетрясений. Наиболее сейсмоактивная область расположена в районе хребтов Кокшаал Тау, Ат Баши, Алайского (Рис. 19). Эту область, к сожалению, нельзя отнести к территориям с достоверным определением параметров гипоцентров из-за соответствующего расположения приемников. Наилучшая сходимость при локации событий наблюдается в районе Киргизского хребта, там где расположена группа станций KNET, такие статистические характеристики как стандартное отклонения времени в источнике и стандартное отклонение глубины очага минимальны в этом районе. На представленной карте четко выделяется асейсмичная область в районе оз.Иссык-Куль, эта особенность Иссык-Кульской впадины отмечалась прежде многими исследователями (Т.М.Сабитовой, Ф.Н,Юдахиным и другими). При рассмотрении изображенных на Рис. 31, Рис. 32 и Рис. 33 карт эпицентров землетрясений сразу обращает на себя внимание район наибольшего скопления землетрясений на юго-востоке исследуемой территории (39-40 с.ш., 76-78 в.д., Китай). Более детально сейсмичность этого района с использованием наборов данных 1 и 2 представлена на Рис. 34. Т.к. этот сейсмически активный регион расположен на краю исследуемой территории, при локации событий возможно существенные погрешности в определении землетрясений абсолютных является координат. более Относительное расположение Общей достоверной информацией.
особенностью Рис. 34а и Рис. 34б является сходное направление линий наибольшего скопления событий на восток-северо-восток.
Рис. 34 Расположение землетрясений в районе 39-40 с.ш., 76-78 в.д. по данным бюллетеня 1(а) и 2(б).
С помощью карты Рис. 32 характеризуется сейсмичность района на юге озера Иссык-Куль, которая полностью отсутствует на карте Рис. 31. Особый интерес представляет область наибольшего скопления событий 41.65-42.0 с.ш., 77.9-78.6 в.д. (Рис. 35). Из Рис. 35 можно сделать вывод, что разломная структура в этом районе имеет южное падение.
Рис. 35 Расположение землетрясений в районе 41.65-42.0 с.ш., 77.9-78.6 в.д. по данным бюллетеня 2.
После проведения перелокации с использованием предложенной в главе 6 одномерной скоростной модели южное падение сохранилось и стало немного более четко выраженным и приуроченным к глубине 15 км. Провести исследования сейсмичности в зоне сочленения Чуйской впадины и Киргизского хребта оказывается возможным с использованием данных 1. Этот набор данных содержит информацию об афтершоковой активности Суусамырского землетрясения, произошедшего 26 августа 1992 года в исследуемом районе. На Рис. 36 видно, что севернее района Суусамырского землетрясения расположена разломная структура, которая также хорошо выделяется по набору данных 1. На Рис. 36 эта структура расположена приблизительно на широте 42.60.
Рис. 36 Разрез сейсмогенной зоны землетрясений в районе 41.9-43.00 с.ш., 73.5-76.5 в.д. по данным 1.
Проведена попытка уточнить местоположение выделенных по данным имеющихся бюллетеней разломных структур с использованием метода двойных разностей и программы HypoDD [62] для перелокации событий. Изза малого количества регистрирующих станций, а также из-за недостаточно высокой точности определения времени вступления не удалось добиться сходимости к единому решению ни для одной из выделенных разломных зон с помощью этого метода. Однако получить более точные сведения о местоположении некоторых из упоминавшихся выше в тексте разломов оказалось возможным другим способом. Перелокация событий методом Гейгера осуществлялась после расчета станционных поправок и новой одномерной скоростной модели. Результаты этих расчетов представлены в следующей главе (Рис. 43). 5.3 Отбор данных для построения одномерных и трехмерных томографических моделей 5.3.1 Отбор данных для территории Cеверного Тянь-Шаня (41.9-43.4 с.ш., 73.5-76.5 в.д.).
Сортировка данных проводилась согласно критериям, предложенным Э. Кислингом [21] и С. Рокером [45] и описанным в главе 2. Сформированы 3 набора данных, состоящие только из данных времен пробега Р волн и 2 набора данных, состоящие из времен пробега Р и S волн. С одной стороны волна Р имеет более четкое, чем S вступление на сейсмограмме, и с использованием только Р волн вероятность неправильного определения времени вступления значительно ниже, чем при совместном использовании Р и S волн. С другой стороны при наличии данных по Р и S волнам возможно добиться более точной локации событий, а также построить трехмерную модель скоростей не только продольных, но и поперечных волн, а, как известно, информация о трехмерном распределении Vp/Vs является ценной для исследования свойств пород, слагающих земные недра. Обозначим тщательно отсортированные наборы данных, состоящие только из Р волн, НД1_Р, НД2_Р, НД3_Р, а наборы данных, состоящие из Р и S волн, НД4_РS и НД5_РS. Наборы данных НД1_Р, НД2_Р и НД4_РS составлены на основе данных бюллетеня 1 (Табл. 9). Две другие группы данных НД3_Р и НД5_РS составлены на основе данных бюллетеней 1 и 2 (Табл. 9). Процесс отбраковки некачественных данных для всех наборов данных производился в несколько этапов. На первой стадии из бюллетеней 1 и 2 отобраны те землетрясения, которые произошли на территории 73.5-76.5 в.д. и 41.9-43.4 с.ш (2533 события из бюллетеня 1 и 629 из бюллетеня 2). На второй стадии были отобраны события, зарегистрированные более, чем 8 станциями и для которых угол между направлениями на две любые соседние станции меньше 180 градусов. Количество таких событий в бюллетене 1 равно 423, а в бюллетене 2 равно 261. Далее для наборов данных НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS и НД5_РS проведена перелокация оставшихся событий в одномерной слоистой модели S.Ghose [11] с помощью программы Sphrel3d [43]. При перелокации событий по программе Sphrel3d к группе наиболее качественных и точно лоцированных событий были отнесены те, которые удовлетворяли пяти перечисленным ниже критериям: 1 - число обусловленности (отношение максимального собственного числа к минимальному) для матрицы из частных производных времени пробега по координатам гипоцентров меньше 300;
2 - на финальной итерации координаты гипоцентров сдвигаются не более, чем на 2 км;
3 - суммарное изменение местоположения эпицентра отличается от местоположения, данного в каталоге, не более, чем на 10 км;
4 - вычисленная ошибка определения координат меньше 3 км;
5 - среднеквадратичная невязка RMSсоб (20) меньше 1сек. Причем для наборов данных НД1_Р и НД4_PS весовой коэффициент, соответствующий каждому сейсмическому лучу зависил только от точности определения времени вступления и типа волны, а для наборов данных НД2_Р и НД5_PS была добавлена зависимость весового коэффициента от эпицентрального расстояния и величины невязки. В процессе сортировки было отмечено, что при проведении процедуры взвешивания с учетом эпицентрального расстояния и величины невязки сходимость к единому решению улучшается и больше событий удовлетворяют пяти перечисленным выше критериям. Для набора данных НД3_Р заново были определены координаты и время в очаге по программе Hypoellipse [26] с использованием одномерной скоростной модели S.Ghose [11]. Наиболее точно лоцированными считались те событий, для которые среднеквадратичная ошибка определения координат по горизонтали менее 2.5, а по глубине менее 5.0 км. Последний этап отбора данных включал в себя процедуру разреживания событий. Для наборов данных НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS и НД5_РS разреживание производилось только в областях с наибольшей плотностью событий. К таким областям относится район проведения карьерных взрывов (42.95-43.15 в.д., 74.8-75.0 с.ш.), а также район 42.0-42.2 в.д., 73.5-74.0 с.ш., на территории которого в 1992 году произошло сильнейшее Суусамырское землетрясение. В каждой группе данных (НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS или НД5_РS) из всех карьерных взрывов выбирался один с наибольшим количеством зарегистрировавших данный взрыв станций и с наименьшим значением RMSсоб (20). В районе Суусамырского землетрясений из каждой группы (НД1_Р, НД2_Р, НД4_РS или НД5_РS) исключено ~50% тех событий, которые были зарегистрированы менее 10 станциями. Для составления набора данных НД3_Р плотность землетрясений в зонах сгущения уменьшалась путем разбиения исследуемого объема на блоки 550.5 км (шир.долг.глуб.) до глубины 7 км и 552 км с глубины 7 до глубины 30 км. В каждом блоке отыскивалось событие с максимальным количеством зарегистрировавших станций и с наилучшим азимутальным распределением станций. Количество событий и количество сейсмических лучей, которые включал в себя каждый из наборов данных, приведены в Табл. 11. Анализ данных для территории Северного Тянь-Шаня также проводился в [25]. Ниже на Рис. 37 представлена карта расположения событий для набора данных НД2_Р. Похожая карта расположения источников и приемников для набора данных НД3_Р в декартовых координатах представлена в главе 3 на Рис.6.
Рис. 37 Карта расположения станций и землетрясений для набора данных НД2_Р.
5.3.2 Отбор данных для всей территории Тянь-Шаня Для территории всего предназначенных для Тянь-Шаня создано 2 набора данных, T_НД1_Р и сейсмотомографической инверсии, T_НД2_Р. Оба эти набора состоят только из времен пробега Р волн. T_НД1_Р составлен на основе данных бюллетеней 1, 2 и 3, а T_НД2_Р на основе данных бюллетеней 1, 2, 3 и 4. Для обоих наборов данных за основу был взят бюллетень 3. Процедуры, производимые при отборе событий, аналогичны описанным в 5.3.1. Краткая информация о некоторых количественных характеристиках используемых наборов данных представлена в Табл. 11.
Табл. 11 Количество станций, событий и сейсмических лучей, входящих в каждый набор данных после проведения всех процедур отбора.
НД1_P НД2_P НД3_P НД4_PS НД5_PS T_НД1_Р T_НД2_Р Кол. станц. Кол. соб. Кол. лучей 13 173 1653 13 327 3134 13 226 2163 13 172 3244 13 318 6047 137 365 5062 194 688 Ниже более подробно описана процедура составления группы T_НД2_Р. На первой стадии составления общего набора данных было выявлено, что бюллетени 3 и 4 содержат 457 общих событий. Скомпонован новый бюллетень, в который дополнительно к набору данных 3 добавлены времена вступления, содержащиеся в бюллетене 4, но отсутствующие в бюллетене 3 для этих 457 общих событий. Например, в бюллетене 3 отсутствуют станции с кодами DZE, LNA, RGR, KLD, BZN, расположенные на территории Таджикистана в районе 38.0-39.0 с.ш., 68.-70.0 в.д. Затем на второй стадии составления итогового набора данных в отдельную группу были выделены 127 событий, информация о которых содержится и в 1-ой, и во 2-ой и в 3-ей базах данных и произошедшие в период с 1997 по 1999 года. Для каждого из 127 событий построены индивидуальные годографы Р и S волн. На основе построенных годографов удалось сравнить качество имеющихся аналоговых и цифровых данных. Наглядно о качестве имеющихся данных можно судить по Рис. 38.
Рис. 38 Индивидуальные годографы Р волн для различных землетрясений, произошедших на территории Тянь-Шаня, построенные по данным цифровых (цифровые 1 - бюллетень 1, цифровые 2 - бюллетень 2) и аналоговых станций (бюллетень 3).
Далее на третьей стадии составления общего набора данных в отдельную группу отобраны события из бюллетеня 2, информация о которых не содержится ни в одном из имеющихся бюллетеней (1, 3 и 4). Выбирались только те события, которые зарегистрированы более чем 10 станциями.
Необходимым условием также было расположение одной из станций на расстоянии менее 20 км от источника. Более 250 событий из бюллетеня 2 удовлетворяло описанным выше условиям. Таким образом, общий бюллетень, включающий в себя данные 1, 2, 3 и 4 изначально содержал около 3000 событий. Проведена перелокация этих событий с помощью программы Sphrel3d [43] в одномерной скоростной модели М2. Оставлены только те события, для которых при перелокации наблюдается сходимость к единому решению. Затем отобраны события, зарегистрированные, как минимум, 8 станциями. Далее выбраны те события, для которых любой угол между направлениями на две соседние станции меньше 1800. Затем удалены из рассмотрения те станции, которые за весь период наблюдения зарегистрировали менее 5 событий. Карта расположения оставшихся событий представлена на Рис. 39. Составленная база времен вступлений Р и S волн содержит данные, раннее уже использованные для построения сейсмотомографических моделей [44] и [67]. Также добавлена информация цифровых (KHA, AKSU и др., 28 ст.) и аналоговых (DZE, LNA, RGR, KLD, BZN) станций, ранее не использованных для проведения локальных сейсмотомографических исследований в этом районе.
Рис. 39 Карта расположения 688 отобранных землетрясений, произошедших на территории ТяньШаня и 194 станций.
По отобранному набору данных построена диаграмма Вадати. Определенное по этой диаграмме отношение Vp/Vs равно 1.73.
Рис. 40 Диаграмма Вадати (зависимость ts-tp от tp), построенная для tp<40 сек с использованием той части отобранных данных, для которых для одной пары источник-приемник одновременно были зарегистрированы и волна Р, и волна S.
Выводы к главе 1. Выделяется несколько ветвей годографов. Эти ветви никак не связаны с пространственным расположением источников и приемников, разные ветви годографов соответствуют разным типам головных волн. До эпицентрального расстояния около 250 км для Р волн является первой сейсмическая волна, преломленная на границе 10-20 км. Скорость под преломляющем горизонтом ~6,2 км/c. На больших расстояниях первой является Р волна со скоростью ~8,0 км/c. Аналогично для годографа по данным S волн до 250 км первой приходит волна со скоростью 3,6 км/c, на эпицентральных расстояниях более 250 км первым вступлениям соответствует S волна со скоростью 4,5 км/c. На эпицентральных расстояниях 250-400 км разница времен пробега между разными волнами еще не достаточно велика, поэтому провести соответствие какая группа экспериментальных данных относится к одному типу волны, а какая к другому затруднительно. 2. В некоторых районах расположение землетрясений имеет кластерный характер. Выявлены зоны наибольшего скопления землетрясений на севере Тянь-Шаня (с.ш. 42.6, 73.5-76.5 в.д.), около южного побережья озера ИссыкКуль, на юге исследуемой территории в Китае. 3. Анализ индивидуальных годографов, построенных для некоторых землетрясений по данным цифровых и аналоговых станций, показал, что качество имеющихся цифровых данных значительно более высокое, чем качество аналоговых данных. 4. С использованием Северного различных Тянь-Шаня критериев (73.5-76.5 отбора в.д., событий 41.9-43.4 для с.ш.) территории сформировано 5 наборов данных, а для территории всего Тянь-Шаня (68.080.5 в.д., 38.0- 44.5 с.ш.) 2 набора данных. Менее 11% событий, информация о которых содержится в бюллетенях 1 и 2, оказались пригодными для построения трехмерных скоростных моделей земной коры под Северным Тянь-Шанем. При перелокации событий по программе Sphrel3d [43] после описанных в настоящей главе пяти критериев отбора остается примерно одинаковое количество событий в двух разных случаях, когда имеются данные времен пробега Р и S волн, и когда имеются данные времен пробега только Р волн.
Глава 6 Полученные одномерные и трехмерные скоростные модели Тянь-Шаня В данной главе описана процедура построения одномерных и трехмерных скоростных моделей для территории Северного Тянь-Шаня и территории всего Тянь-Шаня с использованием отобранных по методике, изложенной в пятой главе, данных. Для построения сейсмотомографических моделей автором. 6.1 Скоростные модели Северного Тянь-Шаня 6.1.1 Построение одномерных моделей, расчет станционных поправок и перелокация событий в одномерной модели для территории Северного Тянь-Шаня применяются различные программы, ранее разработанные К.Турбером, Э.Кисслингом и другими, а также те, которые были разработаны В начале данного параграфа на конкретном примере описано, как производится вычисление минимальной для данного набора данных одномерной скоростной модели. Минимальные одномерные скоростные модели Р волн для трех наборов данных НД1_Р, НД2_Р и НД3_Р рассчитывались аналогичным образом, поэтому ниже эта вычислительная процедура описана только для набора данных НД1_Р. Далее эта процедура повторялась при построении минимальных одномерной скоростных моделей Р и S волн для наборов данных НД4_РS и НД5_РS, поэтому описание дается только для набора данных НД4_РS. Исследуемый объем до глубины 35 км был разбит на мелкие слои толщиной 2 км на глубинах 0-10 км и толщиной 5 км на глубинах 10-35 км. Разбивка на такие мелкие слои на начальном этапе помогает выявить горизонтальные границы, на которых происходит резкое изменение скорости продольных волн, а также установить глубинные диапазоны, внутри которых наблюдается сходимость к одному решению при использовании различных нулевых приближений. Было проведено несколько расчетов по программе Velest с использованием набора данных НД1_Р, в которых в качестве нулевого приближения были заданы одномерные скоростные модели с сильно заниженными и сильно завышенными значениями скоростей. В ряде вычислений по программе Velest также в качестве нулевого приближения задавались скоростные модели, в которых скорость с глубиной вообще не изменялась. В ходе работы с одной стороны удалось выявить, 1. что не наблюдается резких изменений скорости на глубинах 2, 4 и 10 км;
2. наилучшая сходимость к единому решению наблюдается на глубинах 6-25 км. С другой стороны оказалось, что существует целый ряд минимальных одномерных скоростных моделей, у которых конечная RMS одинакова, но при этом скорость на глубине 25-35 км у одной модели 6.68, а у другой 6.86. Данный факт свидетельствует о необходимости привлечения априорной информации о скоростных свойствах Р волн в исследуемом районе, особенно на глубинах 0-6 и 25-35 км. В качестве независимой априорной информации использовались скоростные разрезы для этого района из [101]. Скоростные профили составлены на основе годографов, построенных по результатам промышленных взрывов. При этом резкие изломы наблюдаются на глубинах 2.3 кмЦот 5.1 км/с до 5.7км/с и 8.5 км. Цот 5.7 км/c до 6.1 км/c. По сейсмологическим данным от 50 землетрясений и 3 промышленных взрывов, которые были зарегистрированы 54 региональными и экспедиционными станциями с помощью построения систем встречных годографов вдоль четырех профилей, было предложено для района Чуйской впадины еще 4 новых скоростных разреза, а также получены сведения о скоростях продольных волн под Киргизским хребтом. Для этих четырех одномерных слоистых моделей характерны резкие изменения скорости на глубинах 2-4 км, затем 6-8, 15-20, 30-35 и 50 км. Преломляющая граница на глубине 6-8 км отождествляется с кровлей гранитного слоя, выше нее скорость 5,7 км/с. На глубинах 15-20 км резкое изменение скорости интерпретируется как высокоскоростная граница в граните. Выше нее скорость 6,1 км/с. Следующее резкое изменение скорости на глубинах 30-35 км является границей гранит-базальт по [101], выше нее скорость 6,6 км/с, ниже 7,0 км/с. Граница Мохо под Чуйской впадиной расположена на глубинах 48-50 км. Под Киргизским хребтом высокоскоростная граница в граните выше, граница гранит-базальт ниже и граница Мохо тоже ниже, чем под Чуйской впадиной. С учетом априорной информации была проведена еще одна серия вычислений для набора данных НД1_Р с разбиением уже на меньшее количество слоев с использованием различных нулевых приближений. Полученные конечные скоростные модели и станционные поправки по наборам данных НД1_Р представлены в Табл. 12 и Табл. 15 соответственно. После того, как окончательные одномерные модели скоростей для Р волн были получены, были проведены расчеты по программе Velest с использованием наборов данных НД4_PS. Целью этих расчетов было: на основе полученной минимальной одномерной модели для Р волн и имеющегося набора данных НД4_PS найти минимальную одномерную модель для S волн, вычислить станционные поправки для S волн и провести перелокацию событий с использованием данных Р и S волн. Помимо минимальности RMSw при подборе одномерной модели для S волн на конечный результат было наложено дополнительное ограничение: значение Vp/Vs не должно быть меньше 1.70 и больше 1.80. Необходимость в этом условии возникла из-за сильной неустойчивости, возникающей при вычислении одномерной слоистой скоростной модели для поперечных волн. Таким образом, в процессе расчетов удавалось найти такие 2 скоростные модели S, у которых значение RMSw было одинаковым, но в одной из моделей значения Vp/Vs менялись от 1.68 до 1.84, а в другой от 1.72 до 1.74. Результирующие скоростные модели S волн, полученные по набору данных НД4_PS представлены в Табл. 12. Вычисленные по программе Velest с использованием НД4_PS станционные поправки для S волн представлены в Табл. 15. В Табл. 13 приведено количество прямых и рефрагированных лучей для каждого набора данных, участвующих при подборе минимальной одномерной модели. Из Табл. 13 видно, что большинство используемых при расчетах лучей прямые.
Табл. 12 Слоистые скоростные модели Р и S волн, полученные по программе Velest с использованием различных наборов данных.
Глубина (км) от уровня моря от-4 до 0 от 0 до 6 от 6 до 15 от 15о 25 от 25 до 34 от 34 до 50 от 50 до По НД1_Р Vp (км/с) 4.78 5.70 6.04 6.19 6.30 6.68 8. По НД4_PS Vs (км/с) Vp/ Vs 2.76 1.73 3.29 1.73 3.52 1.72 3.58 1.73 3.62 1.74 3.86 1.73 4.65 1. Табл. 13 Количество прямых и рефрагированных лучей для различных наборов данных, используемых при расчетах.
Прямые Рефрагированные НД1_Р 1302 НД4_PS 2642 Найденные минимальные одномерные скоростные модели, станционные поправки для Р и S волн и новые координаты землетрясений и времена в источнике существенно уменьшают значение RMS и приближают значение среднеарифметической невязки по всем лучам к нулю. На Рис. 41 представлены распределения количества лучей в зависимости от невязки до и после проведения расчетов по программе Velest для набора данных НД1_Р. До проведения расчетов по программе Velest RMS вычислялось с использованием координат землетрясений и времен в источнике, данных в бюллетене, одномерной модели скоростей Р волн S.Ghose [11] и нулевых станционных поправок для Р волн. После проведения описанных выше расчетов для НД1_Р RMS уменьшилась на 70%. Из Рис. 41 видно, что распределение количества лучей в зависимости от величины невязки стало более симметричным. Разброс невязок относительно среднего значения существенно уменьшился.
Рис. 41 Распределения количества лучей в зависимости от невязки до и после проведения расчетов по программе Velest для набора данных НД1_Р.
При сравнении координат гипоцентров, данных в бюллетене, и перелоцированных с помощью одной из полученных одномерных скоростных моделей с учетом станционных поправок (Рис. 42) видно, что существенно улучшается локация 172 карьерных взрывов (карьер 43.05 с.ш., 74.902 в.д.), произошедших в период с 1991 по 2000 года. Из Рис. 42 видно, что после перелокации, как с использованием только Р, так и с использованием и Р, и S волн, большая часть событий сосредоточивается вблизи точки 43.05 с.ш., 74.902 в.д. на глубине 4 км. Также при сравнении Рис. 42а с Рис. 42в и Рис. 42б с Рис. 42г видно, что при локации с использованием Р и S волн достигается лучшая сходимость к точке 43.05 с.ш. и 74.902 в.д. в горизонтальной плоскости. Анализ местоположения всех землетрясений после перелокации в минимальной одномерной скоростной модели с учетом станционных поправок показывает, что теперь более ярко выраженным является смещение проводимыми в этом районе, например с [31].
Этот факт согласуется с другими сейсмологическими исследованиями, плоскостей основных разломов с глубиной в южном направлении (Рис. 43).
качества этих моделей, был проведен подбор минимальных линейно После расчета минимальных одномерных слоистых моделей и анализа Рис. 42 Сравнение координат местоположения карьерных взрывов, данных в каталоге и перелоцированных с использованием программы Sphrel3d в минимальной 1D модели с учетом станционных поправок (используются минимальная 1D скоростная модель и станционные поправки, полученные с помощью НД1_Р и НД4_PS): а) местоположение событий в плоскости широта-долгота, перелокация по данным только Р волн, б) местоположение событий в плоскости глубина-широта, перелокация по данным только Р волн, в) местоположение событий в плоскости широта-долгота, перелокация по данным Р и S волн, г) местоположение событий в плоскости глубина-широта, непрерывных одномерных моделей и минимальных дважды непрерывно дифференцируемых моделей.
Рис. 43 Гипоцентры землетрясений в районе 41.9-43.4 с.ш., 73.5-76.5 в.д., информация о которых содержится в бюллетене 1 (Табл. 9).
Непрерывные одномерные скоростные модели используются в дальнейшем в качестве нулевого приближения при построении трехмерных непрерывных моделей по программам Simulps и TomoCubeFD. Одномерные непрерывные модели подбираются на основе рассчитанных минимальных слоистых моделей. Траектории лучей для одномерных непрерывных моделей не совпадают с траекториями, построенными для той же пары источникприемник в слоистой модели, между тем почти всегда удается подобрать такие одномерные непрерывные скоростные модели, для которых значение RMS и RMSw то же, что и для слоистых.
Рис. 44 Одномерные скоростные модели Р и S волн: слоистая, линейно непрерывная и дважды непрерывно дифференцируемая, полученные по НД4_PS.
На Рис. 44 представлены полученные слоистая, линейно-непрерывная и дважды непрерывно дифференцируемая одномерные модели скоростей Р и S волн, полученные по НД4_PS. В Табл. 14 приводятся значения скоростей Р волн в точках излома для линейно непрерывных моделей, полученных с помощью НД1_Р.
Табл. 14 Линейно непрерывная скоростная модель.
Высота (км) от уровня океана По НД1_Р 4 4.19 Глубина (км) от уровня океана По НД1_Р 0 5.37 6 6.02 15 6.09 25 6.28 34 6.43 50 7.27 80 8. Проведем анализ рассчитанных станционных поправок для Р и S волн. Сейсмическая группа KNET включает в себя 13 станций. Карта расположения станций представлена на Рис. 37. Непрерывно в течение всего периода наблюдений работало только 8 станций. Максимальное количество станций, одновременно зарегистрировавших событие, равно 11. На всех станциях сигнал записывался в цифровом виде. Сигнал регистрировался с помощью трехкомпонентного широкополосного сейсмографа в частотном диапазоне от 0.008 до 50 Гц, но для данного исследования использовались только волны с периодами до 1.0 сек. Станции были установлены как в районе Чуйской впадины, так и в районе Киргизского хребта, самая высокая из них UCH - 3849 м над уровнем моря, самая низкая CHM - 654 м над уровнем моря. Рассчитанные станционные поправки представлены на Рис. 45 и в Табл. 15. Из Рис. 45 видно, что временные поправки для P и для S волн хорошо согласуются между собой. Станции, для которых временная поправка для Р волн небольшая, для S тоже небольшая, и наоборот. Для окраинных станций: ТКМ2, ERPT, ULHL, AML и UCH, станционные поправки и для Р и для S волн по модулю ~ в 2 раза больше, чем для внутренних станций.
Рис. 45 Станционные поправки, полученные по программе Velest с использованием отобранных наборов данных для Северного Тянь-Шаня НД1_Р и НД4_PS изображены на карте рельефа местности. Размер круга линейно пропорционален величине невязки. Табл. 15 Станционные поправки для Р и S волн, полученные по программе Velest с использованием различных наборов данных.
Код. Стан. AML BGK2 CHM KZA TKM EKS2 KBK ULHL USP TKM2 UCH ERPT AAK По НД1_Р Р (сек) -0.36 0.05 -0.07 -0.19 -0.11 0.08 0.00 -0.59 -0.18 -0.49 -0.34 -0.69 -0. По НД4_PS P (сек) S (сек) -0.47 -0.92 0.06 0.10 -0.08 -0.22 -0.13 -0.18 -0.16 -0.42 0.12 0.36 0.00 0.05 -0.56 -0.75 -0.16 -0.26 -0.59 -1.00 -0.35 -0.70 -0.87 -1.42 -0.07 -0. 6.1.2 Трехмерные модели Р и S волн для территории Северного ТяньШаня, перелокация событий в трехмерной модели Рассчитаны трехмерные непрерывные скоростные модели по данным Р и S волн с использованием различных методов и различных наборов данных. Ниже представлены некоторые из полученных моделей.
Для получения оптимальной скоростной модели, т.е. такой модели, значения скоростей в которой изменились незначительно, а вариация данных (22) уменьшилась максимальным образом, для каждого набора данных и каждой сейсмотомографической программы отдельно производился подбор наилучшего демфирующего параметра (глава 2). Процедура подбора заключалась в построении зависимости вариации данных (22) от вариации решения (23) (Сtrade offТ кривая [8]). Эта кривая должна иметь четко выраженный минимум. Наилучшими демфирующими параметрами для решения обратной задачи являются те параметры, при которых достигается этот минимум. На Рис. 46 представлен пример такой кривой, построенный по набору данных НД3_Р.
Рис. 46 Trade off кривая для набора данных НД3_Р.
При проведении расчетов по программе Simulps14 для набора данных НД1_Р (Рис. 47) удалось добиться понижения взвешенной среднеквадратичной невязки RMSw на 23%. Полученные горизонтальные сечения относительных скоростей Р волн представлены на Рис. 47. На Рис. 48 и Рис. 49 представлены соответственно карты диагональных элементов матрицы разрешения (RDE) и стандартная ошибка (dVp/Vp) для этой скоростной модели. Также по программе Simulps14 рассчитана трехмерная линейно непрерывная скоростная модель Р волн с использованием набора данных НД2_Р (Рис. 50). Соответствующие распределения диагональных элементов матрицы разрешения и стандартной ошибки представлены на Рис. 51 и Рис. 52. В данном случае RMSw уменьшилась на 25%. Для расчетов с использованием НД2_Р на Рис. 53 приведена карта распределения сумм взвешенных производных по всем лучам для каждого параметра (DWS). Из этой карты видно, что наибольшее количество сейсмических лучей расположено на глубинах 0-15 км в районе 74.2-75.2 в.д., 42.2-43.0 с.ш. При построении скоростной модели по НД1_Р и модели по НД2_Р точки сетки в горизонтальной плоскости располагались через каждые 20 км по обеим осям x и y. При использовании большего количества сейсмических данных, как видно из сравнения Рис. 48 и Рис. 51, в центре исследуемой территории увеличиваются значения диагональных элементов матрицы разрешения. Характер неоднородностей в северной части исследуемой территории не изменяется, а на юге слегка меняется (см. Рис. 47 и Рис. 50). Непрерывная скоростная модель, полученная с использованием программы TomoCubeFD и набора данных НД3_Р, представлена на Рис. 54. Разрешающая способность этой модели в центре на глубинах 3-18 км порядка 0.7 - 0.8, на глубине 25 км порядка 0.5. На периферии разрешающая способность падает до значения 0.4. Стандартная ошибка рассчитанного скоростного возмущения Р волн в центральной части ~ в 3 раза меньше величины самого возмущения. Также некоторые сведения об этой модели и ее разрешающей способности приведены в [111]. Результаты проверки разрешающей способности набора данных НД3_Р с помощью клеточного теста представлены в главе 3. Проверка разрешающей способности с помощью клеточного теста также показывает достаточно отчетливое восстановление клеточной скоростной структуры на глубинах 3-18 км в центральной части исследуемой области. По набору данных НД1_Р построены две квазинепрерывные трехмерные модели скоростей Р волн в коре под Северным Тянь-Шанем с использованием триангуляции Делоне (Рис. 55 и Рис. 56). Разрешающая способность в большей части исследуемого региона более 0.5, стандартная ошибка в пределах 1,5%. При использовании триангуляции Делоне интерес представляло, насколько более детальная скоростная модель восстанавливается, если увеличивать количество точек сетки в зоне наибольшего скопления сейсмических лучей. При построении модели, представленной на Рис. 56, исследуемый объем был разбит на большее количество тетраэдров (769), чем при построении модели, представленной на Рис. 55 (540). Причем, как видно из Рис. 57, количество тетраэдров увеличилось не равномерно во всем объеме, а только в зоне наибольшей плотности сейсмических лучей (район 74.2-75.2 в.д., 42.2-42.8). Анализ карт RDE для обоих случаев показывает, что разбиение на более мелкие тетраэдры повлекло за собой незначительное уменьшение разрешающей способности в области наибольшего скопления лучей. При более мелком разбиении удалось добиться большего понижения значения RMSw. Анализ скоростных моделей, полученных с использованием различных методов и различных наборов данных, показывает, что в данной районе горизонтальные вариации скорости порядка 4%. (~0.25 км/с). На севере под Чуйской впадиной на глубинах от 0 до 25 км для всех пяти скоростных моделей преобладают повышенные значения скоростей (широты 42.80-43.00). Этот результат согласуется с результатом, полученным в [11]. До глубины 12 км на северо-западе исследуемой области на всех пяти моделях также отмечается зона пониженных скоростей. На глубинах 12-18 км на некоторых моделях (Рис. 47, Рис. 50, Рис. 54) на востоке исследуемой территории наблюдается субширотно направленные высоко и низкоскоростные неоднородности. Основные разломные структуры в этом районе (Рис. 23) также имеют субширотное простирание. Эффекты различных способов параметризации модели проявляются в том, что выявленные неоднородности имеют более (Рис. 47, Рис. 50, Рис. 54) или менее (Рис. 55, Рис. 56) сглаженные формы.
Рис. 47 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных НД1_Р с использованием программы Simulps14. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Значение взвешенной невязки понизилось на 25% (от 0.108 сек до 0.081сек).
Рис. 48 Карты диагональных элементов матрицы разрешения на различных глубинах для трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 47.
Рис. 49 Стандартная ошибка dVp/Vp на различных глубинах для трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 47.
Рис. 50 Горизонтальные сечения модели скоростей Р волн, полученные с использованием программы Simulps14 и набора данных НД2_Р. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Значение взвешенной невязки понизилось на 25% (от 0.130 сек до 0.097сек).
Рис. 51 Карты диагональных элементов матрицы разрешения на конкретных глубинах для трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 50.
Рис. 52 Горизонтальные сечения распределения стандартной ошибки dVp/Vp на конкретных глубинах для трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 50.
Рис. 53 Карты распределения суммарных значений взвешенных частных производных времени пробега по коэффициентам Би-сплайна на глубинных горизонтах 0, 6, 15 и 25 км.
Рис. 54 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных НД3_Р с использованием программы TomoСubeFd. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Значение взвешенной невязки понизилось на 12% (от 0.152 с до 0.134 с).
Рис. 55 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных НД1_Р с использованием программы TomoTetraFD. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Значение взвешенной невязки понизилось на 13% (от 0.119 до 0.104). Исследуемый объем разбит на 540 тетраэдров.
Рис. 56 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных НД1_Р с использованием программы TomoTetraFD. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Значение взвешенной невязки понизилось на 17% (от 0.119 с до 0.099 с). Исследуемый объем разбит на 769 тетраэдров.
Рис. 57 Расположение узлов сетки на различных глубинных интервалах для случая параметризации скоростной функции с помощью триангуляции Делоне. Синие точки - узлы сетки, используемые для построения скоростной модели, представленной на Рис. 55. Синие+красные точки - - узлы сетки, используемые для построения скоростной модели, представленной на Рис. 56.
Проведено одновременное вычисление трехмерных моделей Р и S волн по программе Simulps14 с использованием НД4_PS (Рис. 58) и НД5_PS (Рис. 61). Соответствующие карты RDE и Vp/Vs представлены на Рис. 59, Рис. 60, Рис. 62 и Рис. 63. Удалось добиться понижения невязки RMSw на 13 и 18% для наборов данных НД4_PS и НД5_PS соответственно. При анализе отношения Vp/Vs на глубине 6 км и в той, и в другой модели обнаруживается зона пониженного значения Vp/Vs, соседствующая на севере с областью повышенных значений Vp/Vs. Отношение Vp/Vs в районе 74.5-75 в.д., 42.242.4 с.ш. уменьшается до значения 1.68, а в районе 74.5-75 в.д., 42.6-42.8 с.ш. увеличиваются до значения 1.75. Трехмерные скоростные модели для Р волн, полученные при одновременной инверсии Р и S данных близки к моделям, представленным на Рис. 47 и Рис. 50. Трехмерные скоростные модели для S волн представлены на Рис. 64.
Рис. 58 Трехмерное распределение отношения Vp/Vs, построенное по набору данных НД4_PS с использованием программы Simulps14: горизонтальное сечение на 6 км и два перпендикулярных вертикальных сечения вдоль линий АА и ВВ.
Рис. 59 Карта диагональных элементов матрицы разрешения для модели Vp/Vs, представленной на Рис. 58.
Рис. 60 Распределение стандартной ошибки для модели Vp/Vs, представленной на Рис. 58.
Рис. 61 Трехмерное распределение отношения Vp/Vs, построенное по набору данных НД5_PS с использованием программы Simulps14. Над вертикальными сечениями представлены графики абсолютных превышений рельефа.
Рис. 62 Карта диагональных элементов матрицы разрешения для модели Vp/Vs, представленной на Рис. 61.
Рис. 63 Распределение стандартной ошибки для модели Vp/Vs, представленной на Рис. 61.
Рис. 64 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей S волн на различных глубинах, полученной по набору данных НД5_РS с использованием программы Simulps14. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %.
После построения различных трехмерных скоростных моделей была проведена оценка качества этих моделей путем перелокации карьерных взрывов в данных трехмерных моделях. Наблюдается улучшение локации карьерных взрывов по глубине. На Рис. 65 представлены координаты 173 карьерных взрывов, определенные в одномерной и трехмерной скоростных моделях (Рис. 50). Если в одномерной линейно непрерывной скоростной модели основная масса событий располагалась на глубинах 2.3-4 км, то в трехмерной модели большинство событий сосредоточено в глубинном диапазоне 1.2-3 км.
Рис. 65 Сравнение локации карьерных взрывов с использованием линейно непрерывной одномерной и трехмерной моделей, данных только Р волн и программы Simulps14. Красный квадрат - истинное местоположение карьерных взрывов.
Проведен постанционный анализ невязок до и после построения трехмерных скоростных моделей.Из Рис. 66 также видно, что в одной из полученных трехмерных скоростных моделях (Рис. 50) существенно уменьшаются невязки от тех землетрясений, которые были зарегистрированы на станции KBK.
Рис. 66 Сравнение распределения невязок для станции KBK до (слева) и после (справа) построения трехмерной скоростной модели (Рис. 50).
6.1.3 Геологотектоническая интерпретация полученных результатов и сравнение с существующими моделями для территории Северного Тянь-Шаня.
Район, для которого удалось добиться наилучшего восстановления скоростной структуры и для которого была проведена геолого-тектоническая интерпретация, является небольшим ~160*110 км, поэтому трудно получить информацию о различных геофизических полях с такой же степенью детальности, с которой построена скоростная модель. Имеющиеся карты разломов из двух различных источников (Рис. 23), как было замечено в 4.8, рознятся между собой. Под Киргизским хребтом (42.40-42.80 с.ш., Рис. 67 и Рис. 68) в западной части исследуемого региона преобладают пониженные скорости Р волн. При сравнении рассчитанных скоростных моделей Р волн с тектонической картой [86] (Рис. 67а и Рис. 68а) видно, что низкоскоростная область, расположенная в квадрате 42.4-42.8 с.ш. и 74.0-74.5 в.д., оконтурена с севера Иссыкатинским разломом, а с юга Каракольским. На востоке согласно карте, изображенной на Рис. 67а и Рис. 68а, близ границы этой области расположена зона перехода Чонкурчакского разлома в Шамси-Тюндюкский.
Если рассмотреть тектоническую карту из работы [109] (Рис. 67б и Рис. 68б), то зона перехода одного разлома в другой тоже присутствует на ней, только расположена она южнее и западнее и в данном случае продолжением Чонкурчакского разлома является Иссыкатинский разлом. Тектоническая карта [109] (Рис. 67б и Рис. 68б) согласуется хуже, чем карта [86], с рассчитанными в работе скоростными аномалиями Р волн.
Рис. 67 Горизонтальное сечение на глубине 6 км скоростной модели, представленной на Рис. 50. На сечение наложены тектонические карты исследуемого региона: а) [86], б) [109]. Обозначения: ИР - Иссыкатинский разлом по карте [86], ЧР - Чонкурчакский разлом по карте [86], ШР - ШамсиТюндюкский разлом по карте [86], КР - Каракольский разлом по карте [86], ИР1 - Иссыкатинский разлом по карте [109], ЧР1 - Чонкурчакский разлом по карте [109]. Треугольники показывают направление плоскости падения сместителя.
Рис. 68 Горизонтальное сечение на глубине 6 км скоростной модели, представленной на Рис. 56. На сечение наложены тектонические карты исследуемого региона: а) [86], б) [109].
Представляется интересным провести сравнение между полученными трехмерными скоростными моделями исследуемой территории и геологической картой, приведенной в [4]. Явно выделяющаяся зона пониженных скоростей в диапазоне долгот 74.0-74.5 в.д. соответствует конгломератным отложениям плейстоцена.
Рис. 69 Геологическая карта зоны сочленения Киргизского хребта и Чуйской впадины из [4] (изменена после Трофимова и др., 1976, Миколайчук, 1999). Автором переведена на русский язык.
На основе изучения современной топографии исследуемого района, истории изменения теплового потока и химического состава пород в данной области М.Е.Булленом и Д.В.Бурбанком [4] предложено описание деформационных процессов, происходящих в этом районе последние 11 млн. лет. Согласно этому описанию более 11 млн. лет назад изучаемая территория состояла из двух однородных слоев. На глубинах 0-1.5 км находился тонкий слой кайнозойских пород, который подстилал массивный палеозойский фундамент. Затем южная часть исследуемой территории начала постепенно подниматься, а северная опускаться под действием сил, сжимающих этот район с севера и с юга. В центральной части района стали образовываться разломные структуры. Скорость сжатия на протяжении последних 11 млн. лет была непостоянна, в период с 11 до 10 млн. лет назад она составляла 2- км/млн. лет, затем с 10 до 3 млн. лет - 0.5 км/млн. лет, затем с 3 до 0 млн. лет 2-3 км/млн. лет. Одним из возможных объяснений обнаруженных в работе зоны пониженных скоростей Р волн на глубинах ~0-12 км и зоны пониженного отношения Vp/Vs можно считать деформационные процессы последних 11 млн. лет и происходившие 10 и 3 млн. лет назад смены теплового режима, следовательно, возраст обнаруженных скоростных аномалий не превышает 11 млн. лет. Проведено сравнение результатов, полученных в рамках данного исследования, с работами [11;
103;
49]. Общей особенностью данного исследования и работ [11], [49] является преобладание повышенных значений скоростей в верхней коре под Чуйской впадиной и пониженных под Киргизским хребтом. Особенно отчетливо различие в скоростях в районе сочленения Киргизского хребта и Чуйской впадины проявляется в западной части исследуемого региона. В работе [11] построено вертикальное скоростное сечение трехмерной непрерывной модели Р волн вдоль долготы 74.30, а в статье [103] построено вертикальное скоростное сечение вдоль долготы 74.10. Ниже представлено вертикальное скоростное сечение вдоль долготы 74.30, полученное в данной работе (Рис. 70). Так же как и в работе [11] приблизительно на широте Бишкека (42.90) расположена граница разноскоростных блоков. Аналогично результатам работы [11] эта граница имеет южное падение. Похожие результаты получены в работе [49]. Иссыкатинский разлом, изображенной на тектонической карте [86], тоже с глубиной смещается на юг, по мнению авторов карты. Согласие полученных результатов с вертикальным сечением вдоль долготы 74.10, представленном в [103] менее очевидно. В этой работе высокоскоростное тело под Чуйской впадиной отчетливо проявляется на глубинах 15-35 км. Оригинальным результатом данной работы является выявление границы разноскоростных блоков в районе Каракольского разлома (Рис. 70). Согласно тектонической карте [86] (Рис. 67а и Рис. 68а)с глубиной Каракольский разлом смещается на север. При рассмотрении вертикального сечения в относительных скоростях (Рис. 70) южная граница высокоскоростного тела также имеет наклон в северном направлении.
Рис. 70 Вертикальное сечение трехмерной скоростной модели, полученной по набору данных НД2_Р с использованием программы Simulps14, вдоль долготы 74.3 в абсолютных и относительных скоростях. Обозначения на вертикальном сечении, представленном в абсолютных скоростях, Биш - Бишкек, ИР - Иссыкатинский разлом, КР - Каракольский разлом, синие наклонные линии - характер изменения разлома с глубиной по результатам автора. На вертикальное сечение, представленное в относительных скоростях, наложены контуры постоянного значения диагональных элементов матрицы разрешения, начиная от 0.4 и более через 0.1 Вверху - изменение рельефа местности вдоль долготы 74.3 в зависимости от широты.
6.2 Исследование всей территории Тянь-Шаня с использованием локальных данных.
6.2.1 Построение одномерных моделей, расчет станционных поправок и перелокация событий в одномерной модели для территории всего Тянь-Шаня Одномерная скоростная модель Р волн была построена на основе одномерной модели для Р волн, предложенной в [67]. На первом шаге расчет станционных поправок, перелокация событий и вычисление значений скоростей Р волн производились по программе Velest. На втором шаге, полученная по Velest модель была подкорректирована с использованием программы Sphipit90 в связи с введением новой, отличной от Velest, процедуры взвешивания данных. Полученные по программам Velest и Sphypit90 одномерные слоистые модели Р волн представлены в Табл. 16. 58% лучей, используемых для расчетов являются прямыми и 42% рефрагированными.
Табл. 16 Одномерные слоистые модели скоростей Р волн, полученные по программе Velest и Sphypit90.
Глубина (км) от уровня океана -5 - 5 5 - 15 15 - 25 25 - 35 35 - 50 50 -65 65- По Velest Vр (км/с) 5.58 6.11 6.22 6.44 6.84 7.52 8.13 Разр.спос. 0.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 1.00 Vp (км/с) 0.00 0.03 0.03 0.06 0.05 0.05 0.04 Vр (км/с) 5.52 6.06 6.16 6.32 6.77 7.37 8. По Sphypit90 Разр.спос. 0.15 0.98 0.97 0.79 0.92 0.92 0.97 Vp (км/с) 0.16 0.03 0.04 0.11 0.07 0.09 0. На Рис. 71 представлены станционные поправки для Р волн, рассчитанные по программе Velest с использованием имеющегося для всего Тянь-Шаня набора данных. Общее количество регистрирующих станций равно 198. Характерной особенностью западной части Тянь-Шаня является то, что там расположены только аналоговые станции, в то время как на востоке имеются и аналоговые, и цифровые станции. Легко заметить, что при данных расчетах разброс станционных поправок приблизительно в три раза больше, чем для территории Северного Тянь-Шаня (см. 6.1.1). Этот факт связан как с более разнородной геологической структурой приповерхностных слоев на территории всего Тянь-Шаня, чем на территории северного, так и с менее качественным набором данных, имеющимся у автора для территории всего Тянь-Шаня по сравнению с набором данных для Северного Тянь-Шаня.
Рис. 71 Станционные поправки для Р волн, полученные по программе Velest с использованием отобранного набора данных для всего Тянь-Шаня изображены на карте рельефа местности. Размер круга линейно пропорционален величине невязки.
6.2.2 Трехмерные модели Р и S волн для территории всего Тянь-Шаня, перелокация событий в трехмерной модели.
С использованием программы TomoTetraFD по отобранному набору данных рассчитана квазинепрерывная трехмерная скоростная модель (Рис. 72) и соответствующие распределения диагональных элементов матрицы разрешения и стандартной ошибки dVp/Vp (Рис. 73 и Рис. 74). Исследуемый объем был разбит на 2253 тетраэдра. В обращении участвовало 262 параметра модели. Изначальное количество уравнений или количество используемых лучей равно 11111. После разделения переменных [38] количество уравнений в системе стало равным 8359, т.е. предназначенная для решения система линейных уравнений переопределена ~32 раза. Среднеквадратичная невязка (RMS) понизилась на 8% со значения 0.50 сек до значения 0.46 сек. Взвешенная среднеквадратичная невязка (RMSw) понизилась на 6% со значения 0.63 до значения 0.59. Анализ карт RDE (Рис. 73) показывает, что высокая разрешающая способность достигается в югозападной части исследуемой территории (710-740 в.д., 400-420 с.ш.) и на северо-востоке (740-760 в.д., 410-430 с.ш.). Анализ распределения стандартной ошибки dVp/Vp (Рис. 74) показывает, что в среднем ошибка на всей исследуемой Обращает на территории себя не превосходит 2% (0 1%. Следовательно, неоднородность, Другой яркой неоднородности порядка 2-3% с учетом точности остаются значимыми. внимание низкоскоростная км) (Рис. 72). расположенная к западу от ТФР на горизонтальном скоростном сечении, соответствующем поверхности неоднородностью является высокоскоростное тело к западу от ТФР на глубинах 30-50 км, в данном случае имеют место скоростные вариации до 4%. Ниже на Рис. 75 представлена трехмерная скоростная модель, полученная с использованием программы TomoCubeFD. Карты диагональных элементов матрицы разрешения и стандартной ошибки сходны с теми, что представлены на Рис. 73 и Рис. 74, поэтому не приводятся. Для того, чтобы оценить насколько сильно изменяется трехмерная скоростная модель, произведены расчеты по программе TomoTetraFD без учета станционных поправок (Рис. 76). Описанные выше скоростные особенности отмечаются и в модели Рис. 75 и в модели Рис. 76. На Рис. 76 значительное понижение скорости наблюдается на юго-востоке исследуемой области. Разрешающая способность в этой области достаточно низкая, поэтому об истинном характере неоднородностей в этом районе судить трудно. Качество представленных в работе одномерных и трехмерных моделей скоростей Р волн для всей территории Тянь-Шаня проверено на примере составляет около 4 км.
высокой точностью. Точность локации на поверхности и по глубине исследуемом районе на р.Бурлыкия, координаты и время которого известны с локации гипоцентра мощного взрыва хим. ВВ (700т), 8.02.1975г. в Рис. 72 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных из 688 событий с использованием программы TomoTetraFD. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Черными точками нанесены основные глубинные разломы, расположенные на данной территории по [100]: 1 - Таласо-Ферганский, 2 - система Северо-Тянь-Шаньских разломов, 3 - ГиссароКокшаальский, ;
4 - Атбаши-Иныльчекский, 5 - Линия Николаева. Звездочками обозначены крупные города Рис. 73 Карты диагональных элементов матрицы разрешения на различных глубинах для трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 72.
Рис. 74 Стандартная ошибка dVp/Vp на различных глубинах для трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 72.
Рис. 75 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных из 688 событий с использованием программы TomoCubeFD. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %. Шкала такая же, как и на Рис.72.
Рис. 76 Горизонтальные сечения трехмерной модели скоростей Р волн на различных глубинах, полученной по набору данных из 688 событий с использованием программы TomoTetraFD без учета станционных поправок. Представлены отклонения скорости от среднего значения в данном слое в %.
Проведен постанционный сравнительный анализ невязок для 1D и 3D моделей. Результаты этого анализа для станции 22а представлены на Рис. 77. При сравнении Рис. 77 с Рис. 66 (Сев.Тянь-Шань) видно, что в данном случае понижение невязки менее существенное. Вместе с тем, при использовании трехмерной скоростной модели значение невязок понизилось на северовостоке и на юго-западе оз.Иссык-Куль.
Рис. 77 Сравнение распределения невязок до (а) и после (б) построения трехмерной скоростной модели (Рис. 72) по набору данных из 326 событий по программе TomoTetraFD для станции 22а.
6.2.3 Геологотектоническая интерпретация полученных результатов и сравнение с существующими моделями территории всего ТяньШаня.
При сопоставлении полученной трехмерной скоростной модели с тектонической картой [100] (Рис. 72) видно, что наиболее отчетливо граница разноскоростных блоков в районе расположения ТФР проявляется на поверхности (сечение 0 км) и на глубинах 30-50 км. На поверхности к западу от ТФР преобладают пониженные значения скоростей, а к востоку повышенные. На глубинах 30-50 км, наоборот, к западу - скорости повышенные, а к востоку - пониженные. К востоку от ТФР на глубинах 3050 км между системой Северо-Тянь-Шаньских разломов и линией Николаева расположена зона пониженных скоростей, а между линией Николаева и Атбаши-Иныльчекским протяженностью ~ 100 км. При сравнении выявленных скоростных аномалий с трехмерной скоростной моделью [108] наблюдается сходство характера скоростных разломом - зона повышенных скоростей неоднородностей в верхней коре: к западу от разлома скорости пониженные, к востоку - повышенные. Однако в модели [108] различие скоростей по обе стороны ТФР в приповерхностных слоях порядка 6%, а в авторской модели максимальный перепад скоростей по обе стороны ТФР только 3%. В трехмерной модели скоростей Р волн, построенной в работе [44], пониженные скорости к западу от ТФР отмечаются в слое 5-10 км и менее очевидны в слое 0-5 и 10-20 км. Достаточно четко границей разноскоростных сред в работе [44] ТФР является на глубинах 20-35 км и 50-75 км: к западу скорости повышенные, к востоку - пониженные. В авторской модели, начиная с 30 км и до нижней границы исследуемой области (50 км), всюду к западу от ТФР преобладают повышенные значения скоростей, а к востоку пониженные. В модели [67] эта граница прослеживается немного восточнее ТФР. Если предположить, что в верхней мантии характер неоднородностей по обе стороны ТФР такой же, как и в нижней коре, результаты, полученные автором, можно сравнить с результатами исследования скоростных неоднородностей в верхней мантии в этом районе (4.7.1). В работах [77;
79;
74;
75;
104] отмечается разный характер скоростных неоднородностей в верхней мантии по обе стороны ТФР. Аналогично авторским результатам в юго-западной части исследуемой территории отмечаются повышенные значения скоростей, а в северо-восточной - пониженные. Проведем сравнение полученных в данной работе моделей со скоростным сечением, представленным в работе [102]. Это сечение проходит вблизи очаговых зон сильных землетрясений Южного и Северного ТяньШаня (Рис. 78).
Рис. 78 а) Вертикальный скоростной разрез, построенный в [102] на основе модели, полученной в [44] вдоль профиля Баткен-Бишкек (70.80, 40.10 - 74.80, 42.80), секущего очаговые зоны сильных землетрясений Южного и Северного Тянь-Шаня;
б) вертикальный скоростной разрез вдоль профиля Баткен-Бишкек трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 72 в абсолютных скоростях;
в) вертикальный скоростной разрез вдоль профиля Баткен-Бишкек трехмерной скоростной модели, представленной на Рис. 72 в относительных скоростях (шкала такая же, как и на Рис. 72). Дополнительные обозначения для рисунков а) и б): 1 - изолинии скоростей, 2 - зоны низких значений скорости (Vp<6,0 км/с), 3 - зоны повышенных значений скорости (Vp>6,4 км/с), 4 - ослабленный канал (Vp=6,0-6,2 км/с), 5 - эпицентры землетрясений, 6 - гипоцентры землетрясений, 7 - разломы.
Сравнение Рис. 78а с Рис. 78б показывает, что к юго-западу от ТФР и в работе [102], и в данной работе наблюдается утолщение зоны повышенных скоростей в коре. Для района Ферганской впадины проводилось сопоставление полученных результатов со скоростными разрезами, построенными вдоль известного профиля ГСЗ Токтогул-Зоркуль.
Основные скоростные особенности, полученные в данной работе, согласуются с данными ГСЗ в районе горного обрамления Ферганской впадины. Выводы к главе. 1. Проведено построение одномерных скоростных моделей по программе Velest для 5-ти различных наборов данных для территории Северного Тянь-Шаня. Выявлено, что уже после подбора оптимальной одномерной модели, расчета станционных поправок и перелокации событий в этой одномерной модели удается существенно понизить значение RMSw. Также установлено, что по одному и тому же набору данных можно подобрать и минимальную слоистую модель, и минимальную линейно-непрерывную, и минимальную дважды линейно-непрерывную скоростную модель (Рис. 44). Резкий скачок скорости для слоистой модели или резкое увеличение градиента скорости для непрерывных моделей наблюдается на глубинах ~6 и ~35 км. 2. Получены трехмерные непрерывные скоростные модели для территории Северного Тянь-Шаня с использованием программ Simulps14, TomoTetraFD и TomoCubeFD. На примере расчетов с помощью программы Simulps14 проведено сравнение скоростных неоднородностей, выявленных при использовании в качестве входной информации двух разного размера наборов данных. Подтверждены результаты работ [11], [49], в которых отмечается пониженные значения скоростей в верхней коре под Чуйской впадиной и повышенные под Киргизским хребтом. Достоверно установлено наличие низкоскоростной области на глубинах до 12 км между Иссыкатинским и Каракольским разломом в западной части исследуемой области. Построена трехмерная модель отношения скоростей Vp/Vs для верхней коры Северного Тянь-Шаня.
3. Для территории всего Тянь-Шаня подобрана оптимальная для имеющегося набора данных одномерная скоростная модель. Рассчитаны станционные поправки для времен пробега Р волн на 194 сейсмических станциях (как аналоговых, так и цифровых), расположенных на исследуемой территории. 4. Трехмерные скоростные модели, построенные автором для всей территории Тянь-Шаня, сопоставлены с результатами работ [108;
44;
102;
67;
77;
79;
74;
75;
104]. Существуют общие особенности между скоростными моделями, полученными в перечисленных работах и в данной работе. Оригинальным феноменом авторских моделей является выявления наличия ~100 км звена ТФРазлома, на протяжении которого на глубинах 30-50 км скорость по обе стороны разлома резко не изменяется. С севера это звено заканчивается схематично в районе ответвления от ТФР Линии Николаева, а с юга в районе ответвления АтбашиИныльчекского глубинного разлома. 5. Для территории Северного Тянь-Шаня и территории всего Тянь-Шаня проанализированы скоростные неоднородности только в тех районах, в которых диагональные элементы матрицы разрешения более 0.4 и стандартная относительная ошибка определения поправок к значениям скоростей Р волн менее 1.2%.
Выводы и заключение.
Pages: | 1 | 2 | 3 | Книги, научные публикации