Горизонтальные неоднородности мантии Центральной Азии по данным поверхностно-волновой томографии

УДК 550.344 О.А.Соловей

ГОРИЗОНТАЛЬНЫЕ НЕОДНОРОДНОСТИ МАНТИИ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ ПО ДАННЫМ ПОВЕРХНОСТНО-ВОЛНОВОЙ ТОМОГРАФИИ

По данным о дисперсии фазовых скоростей волн Рэлея, на основе вычисленных с использованием метода двумерной томографии карт распределения скоростей поперечных сейсмических волн (волн S) получена трёхмерная скоростная модель, отражающая распределение горизонтальных неоднородностей в мантии Центральной Азии на глубинах от 50 до 600 км. Вычислены и построены двумерные скоростные разрезы волн S для пяти профилей, пересекающих основные тектонические структуры Центральной Азии.

OA. Solovey

Lateral heterogeneities of the mantle of Central Asia from surface-wave tomography

data

3-D model distribution of velocities S-waves in the mantle of Central Asia was calculated with use the method of two-dimension tomography by base of dispersion Rayleigh wave phase velocity data. This model reflected distribution of velocity heterogeneities in the mantle of regions under study on the interval of depths from 50 to 600 km. 2-D sections of S-wave velocity distributions was calculated and build for the 5 profiles, crossed the main tectonic regions of Central Asia.

Введение

Результаты геолого-геофизических исследований нескольких последних десятилетий позволяют сделать вывод о том, что уровень современной тектонической активизации тех или иных геологических регионов теснейшим образом связан с процессами гравитационно-тепловой конвекции в мантии. Эти процессы находят свое отражение в особенностях её глубинного строения и, в частности, в распределении мантийных горизонтальных неоднородностей как в пределах отдельных тектонических регионов, так и при переходе от одного региона к другому. Поэтому исследование особенностей распределения этих неоднородностей позволяет не только получить представление о развитии современных геодинамических процессов, оказывающих влияние на уровень сейсмической и вулканической активности в отдельных тектонических регионах, но и путем геодинамического модели-

рования прогнозировать дальнейшее развитие этих процессов.

За последние 10-15 лет предпринимались неоднократные попытки исследования строения коры и верхней мантии как Азиатского континента в целом, так и отдельных его регионов методом поверхностно-волновой томографии [1-6]. В результате были выявлены определенные закономерности в распределении горизонтальных неодно-родностей в коре и верхней мантии Азии и их связь с крупными тектоническими структурами. Все эти исследования, за исключением работы [6], были основаны на данных о дисперсии групповых скоростей поверхностных волн вдоль трасс эпицентр - станция. В работе [6] в качестве исходных данных были использованы волновые формы волн Рэлея, содержащие основную

и четыре высших моды этих волн. Во всех перечисленных случаях диапазон сейсмических колебаний составлял 10-150 с, что ограничивает глубинность метода примерно 250-300 км, т.е. практически пределами толщины литосферы. Однако ряд исследований последних лет свидетельствует о том, что и более глубинные этажи мантии также неоднородны в горизонтальных направлениях [7,8]. Поэтому в данной работе была поставлена задача - исследовать распределение горизонтальных неоднородностей в мантии Центральной Азии в пределах большего диапазона глубин.

Исходные данные, методы и результаты их обработки

Исходными данными в работе служили записи поверхностных волн Рэлея от удаленных землетрясений на широкополосных цифровых сейсмических станциях сетей IRIS (каналы LHZ), расположенных в Азии. Выбор землетрясений обуславливался качеством записей поверхностных волн (соотношением сигнал-шум) и положением их эпицентров. Критерием выбора используемых землетрясений было то, что их эпицентры располагались в створах с парами сейсмических станций. Отклонение по азимуту от межстанционных профилей допускалось не более 5°. Всего в работе использовано 69 землетрясений за период с 1994 по 2006 г. с магнитудами не менее 6.0. Диапазон эпи-центральных расстояний при этом составлял 5-15 тыс. км, что позволяет осуществить вычисление дисперсионных кривых на периодах 200 и более секунд. В данной работе, из-за малого количества данных для периодов колебаний более 200 с, использовались дисперсионные кривые в пределах интервала периодов 10-200 с, что соответствует глубинности метода 600-650 км.

Межстанционные фазовые скорости, соответствующие выбранной частоте колебаний m¡, вычислялись следующим образом. С помощью метода спектрально-временного анализа [8,9] для каждого из землетрясений, зарегистрированных на двух станциях, были получены очищенные от "помех" записи ос-

новных мод волн Рэлея. Далее, для этой же пары станций вычислялись двумерные представления рассматриваемых сигналов Y1(tг,ы7) и У2(40, по которым для каждой из частот Ы} можно вычислить значения фазового спектра arg[Yl(t'i, ы)] и ы})] в точках t'i и Эти

точки находятся на гребнях рельефов диаграмм СВАН, соответствующих одной и той же моде (в данном случае на дисперсионной кривой групповых скоростей отфильтрованных сигналов). В этом случае фазовая скорость на участке между сейсмическими станциями 1 и 2 для частоты Ы} вычисляется по формуле

ср) =

рх

px(t"<)+ar^(t'i р)-argY2(t >,) ± 2П

где Д1 и Д2 - эпицентральные расстояния для 1 и 2-й станций, причем Д2>Дь

В результате получена выборка из 198 дисперсионных кривых фазовых скоростей для пятидесяти одной пары станций. При этом для каждой пары вычислялись от 2 до 8 дисперсионных кривых от землетрясений, эпицентры которых располагались по разные стороны профиля, образуемого этими станциями. На следующем этапе дисперсионные кривые усреднялись с оценками погрешностей определения фазовых скоростей. Полученная таким образом выборка дисперсионных кривых использовалась для вычисления карт распределения фазовых скоростей основной моды волн Рэлея для каждого из периодов колебаний от 10 до 200 секунд с шагом по периоду 10 с. Картирование проводилось с использованием метода двумерной томографии для случая сферической поверхности. Вычислительный алгоритм и программа разработаны профессором

Санкт-Петербургского университета Т.Б. Яновской [10, 11].

Карты распределения фазовых скоростей основной моды волн Рэлея позволяют судить только о наличии крупномасштабных горизонтальных неоднородностей в мантии Центральной Азии. Поэтому, чтобы получить более детальную информацию о строении мантии в пределах области исследования, выполнялась инверсия полученных дисперсионных кривых. Путем решения обратных задач для каждой из сейсмических трасс вычислялись одномерные скоростные разрезы поперечных сейсмических волн, отражающие интегральные характеристики строения среды вдоль этих трасс. В качестве начальных приближений принималась одна из стандартных моделей PREM [11]. Выбор скоростных и плотностных параметров для модели земной коры выполнен на основе результатов исследований земной коры методом ГСЗ и другими геофизическими и сейсмологическими методами [3, 6, 8]. Обращение дисперсионных кривых осуществлялось методом наискорейшего спуска при наложении условия минимума дисперсии между наблюдаемыми и вычисленными фазовыми скоростями. Варьируемыми параметрами при вычислениях служили мощности слоев и значения скоростей поперечных сейсмических волн S в этих слоях. Вычисления осуществлялись в два этапа. На первом этапе варьируемыми параметрами служили только скорости поперечных волн. На втором - эти скорости фиксировались и варьировались мощности слоев. В подавляющем большинстве случаев варьирование не привело к существенным улучшениям согласованности между экспериментальными и модельными дисперсионными кривыми. Поскольку алгоритм решения обратных задач был разработан только для случая моделей с плоско-параллельными слоями, то для исключения ошибок, связанных со сферичностью исследуемой среды, вводилась поправка

С(Т)=Со(Т)(1+0,00016Т), где C(T) и Co(T) - фазовые скорости для сферически-симметричной модели среды и

для модели с плоско-параллельными слоями соответственно; Т -период колебаний [9].

Таким образом, получен набор из шестидесяти одного скоростного разреза, характеризующий строение среды на участках между парами сейсмических станций. Результат подбора скоростного разреза для пары станций УАХ-ЦЬК (Якутск -Улан-Батор) приведён в качестве примера на рис.1.

Далее методом двумерной томографии вычислялись карты распределения скоростей поперечных сейсмических волн для глубин от 50 до 600 км с шагом по глубине 50 км. С этой целью скоростные разрезы этих волн с плоско-параллельными слоями были сведены к случаю градиентной среды, где скорости между угловыми точками преобразованного разреза изменялись линейно. Картирование скоростей волн Б выполнялось с учетом глубин залегания соответствующих сферических поверхностей. Результаты картирования показаны на рис.2.

Результаты исследования

Следует отметить, что результаты картирования скоростей поперечных сейсмических волн являются в значительной степени сглаженными. Их вычисления, из-за ограниченности выборки данных, осуществлялись с параметром регуляризации 0,3. Это подразумевает существенное осреднение результатов картирования. При построении карт распределения этих скоростей применяется методика, основанная на двумерных кубических сплайнах, что также приводит к существенному сглаживанию данных. Поэтому карты распределения скоростей

Рис.1. Усредненная дисперсионная кривая фазовых скоростей волн Рэлея ( А, тонкая линия) для сейсмической трассы между станциями Якутск и Улан-Батор (УАК-БЪ^ и скоростной разрез волн 8 (В), удовлетворяющий этой кривой (пунктирная линия на рис. А - дисперсионная кривая, вычисленная по параметрам модели, соответствующей скоростному разрезу на рис. В).

поперечных сейсмических волн Б способны отразить только наиболее крупные неоднородности строения исследуемой среды. Для того чтобы увязать распределение скоростей волн Б с особенностями геологического строения области исследования, следует подробней рассмотреть результаты картирования.

На глубине Н=50 км (см. рис.2) наиболее четко выраженная низкоскоростная аномалия наблюдается под высокогорными сооружениями Южной Сибири и Западной Монголии. По-видимому, это можно объяснить влиянием низов коры, толщина которой, судя по имеющимся данным [6], под горными системами Алтая и Саян варьирует в пределах от 45-50 км и под Хангаем - до 60 км. Регионы к востоку и северо-востоку от этих структур характеризуются существенно более тонкой корой (порядка 40 км), и поэтому проявляющиеся высокоскоростные аномалии под ними являются мантийными аномалиями. Наиболее высокие скорости волн 8 (4.60-4.70 км/с) проявляются под Сибирской платформой и на юго-востоке Центрально-Азиатского региона, где они приурочены к Северо-Китайской платформе. В мантии под Байкальской рифтовой зоной и

сопредельными с ней структурами наблюдается относительное понижение скоростей до 4.45 км/с. Конфигурация области пониженных скоростей фактически повторяет конфигурацию рифтовой зоны.

Распределение скоростей сейсмических волн в мантии на глубине Н=100 км заметно отличается от распределения скоростей для Н=50 км. Аномально низкие скорости здесь (4.30-4.40 км/с), как и в предыдущем случае, наблюдаются под высокогорными регионами Южной Сибири и Западной Монголии. Однако под другими структурами Монголо-Охотского складчатого пояса и южнее также проявляется заметное понижение скоростей (до 4.35-4.40 км/с), которое можно объяснить общим утонением литосферы и близостью кровли астеносферы. За счет этого происходит разогрев нижней части литосферы, что и обуславливает общее понижение мантийных скоростей.

Рис.2. Карты распределения скоростей волн 8 в мантии, вычисленные методом поверхностно-волновой томографии для глубин 50-600 км

На горизонте, соответствующем глубине 150 км, скорости волн 8 под этими регионами понижаются до 4.35 км/с, охватывая при этом более обширную область на юге и юго-востоке. Мантия Сибирской платформы на глубине 100 км, как и на глубине 50 км, характеризуется высокими скоростями поперечных волн.

На том же горизонте, соответствующем глубине 150 км, под сопредельными с Байкальской рифтовой зоной платформенными регионами величины скоростей уменьшаются до 4.45-4.50 км/с. Наиболее высокие значения скоростей на этой глубине (4.70-4.80 км/с) наблюдаются западнее высокогорных областей Сибири и Монголии и прослеживаются через всю область исследования с северо-востока на юго-запад.

На глубине 200 км в пределах практически всей области исследования преобладают низкие скорости волн 8. Величины этих скоростей достигают 4.35-4.40 км/с, что является типичным для астеносферного материала. Однако и на этом фоне выделяются две зоны аномально низких скоростей порядка 4.25-4.30 км/с. Одна из них, простирающаяся в направлении с юго-востока на северо-запад, охватывает обширные регионы Северного Китая, Восточной Монголии, Байкальскую рифтовую зону и распространяется под сопредельные с рифтовой зоной регионы Сибирской платформы, огибая высокогорные сооружения Южной Сибири. Вторая эллипсообразная зона имеет то же простирание, что и рассмотренная выше. Центр её смещён к юго-востоку относительно Хангайского сводового поднятия. Она, как и первая, также не распространяется под высокогорные регионы Южной Сибири и Западной Монголии. Наличие этих зон, по-видимому, можно связать с процессами субдукции [2], протекающими юго-восточнее Монголо-Охотского складчатого пояса. В результате этих процессов разогретый и соответственно более пластичный низкоскоростной материал может подниматься из более глубоких частей мантии и, внедряясь в астеносферный канал, распространяться в северо-западном направлении.

В мантии на глубине 250 км преобладают высокие скорости поперечных волн (4.60-4.80 км/с), за исключением двух зон незначительного их понижения. Одна из них, соответствующая скоростям 4.45-4.50 км/с, имеет дугообразную форму и начинается практически от предгорий Тибета, охватывает регионы Центральной Монголии и Южного Забайкалья и распространяется далее на юго-восток в сторону побережья Японского моря. Наиболее низкие скорости в её пределах (У8 ~ 4.40 км/с) наблюдаются под Хэнтэем в виде небольшого локального минимума. Другая зона расположена на западе области исследования, под южными окраинами Западно-Сибирской плиты. Скорости волн 8 в ее пределах изменяются от 4.45 до 4.50 км/с.

На глубине 300 км характер распределения скоростей волн 8 резко изменяется, и здесь вновь доминируют пониженные скорости. Область аномально низких скоростей (4.25-4.35 км/с) приурочена к восточным и юго-восточным регионам области исследования. Однако, в отличие от карты для Н=200 км, область пониженных скоростей занимает гораздо меньшую площадь и охватывает только субплатформенные и платформенные регионы Северного и Северо-Восточного Китая, восточные окраины Монголии и пограничные с Китаем регионы Забайкалья на севере. На северо-западе ее ограничивает высокоскоростная зона, охватывающая бассейн озера Байкал, сопредельные с ним регионы Сибирской платформы и рифта, высокогорные сооружения на Юге Сибири, в Западной Монголии и южные окраины ЗападноСибирской плиты. Скорости поперечных волн изменяются от 4.50 до 4.70 км/с.

На глубине 350 км преобладают высокие скорости волн 8 (4.60-4.75 км/с). Но под регионами Центральной и Восточной Монголии, а также Южного Забайкалья проявляется область относительного понижения скоростей с локальным минимумом, расположенным к югу от Хэнтэйского поднятия, где скорости поперечных волн имеют величины 4.40-4.45 км/с. Незначительное понижение скоростей (примерно до 4.50 км/с) наблюдается также западнее Монгольского Алтая.

Для Н=400 км на фоне высокоскоростной мантии проявляются две низкоскоростные зоны. Одна из них расположена на юго-востоке области исследования. Вторая зона имеет сложную форму и, простираясь с юго-востока на северо-запад, охватывает, наряду с регионами Центральной Монголии, высокогорные сооружения в западной ее части и на юге Сибири. Скорости поперечных волн здесь изменяются от 4.25 до 4.30 км/с.

Проявления низкоскоростных зон наблюдаются также и на глубине 450 км. На фоне высоких мантийных скоростей порядка 4.60-5.00 км/с выделяются зоны относительного понижения скоростей с величинами У8= 4.40-4.50 км/с. Важной особенностью в распределении скоростей волн 8 является проявившаяся на этой карте область повышенных скоростей (4.90-5.00 км/с) на востоке. На карте для глубины 500 км дан-

95" 100

ная область уже охватывает все регионы Северного Китая и простирается до восточной границы Монголии. Скорости в её пределах на этой глубине изменяются от 5.55 до приблизительно 5.70 км/с.

На глубине 550 км скорости поперечных волн в целом становятся несколько ниже, однако на востоке области исследования также выделяется зона,

конфигурация которой повторяет рассмотренную выше область высоких скоростей, но их величины варьируют в пределах 5.40-5.50 км/с. На глубине 600 км мантия становится менее дифференцированной по скоростям. На этих глубинах скорости волн 8 в пределах 50-километрового слоя слабо изменяются по латерали и имеют величины, близкие к 5.20-5.40 км/с (см. рис. 2).

Более наглядно общую тенденцию распределения скоростей сейсмических волн 8 отражают вертикальные скоростные разрезы, построенные для профилей, пересекающих область исследования в разных направлениях (рис.3).

105' 110'

Рис.3. Положение профилей, для которых были построены двумерные скоростные разрезы волн 8

Несмотря на кажущуюся, на первый взгляд, хаотичность чередования высокоскоростных и низкоскоростных слоев и включений на картах распределения скоростей поперечных волн, на двумерных скоростных разрезах (рис.4) отмеченные выше закономерности в распределении горизонтальных неодно-

Профиль 1-1' н, км

М^.Ь'К., !

родностей в мантии исследуемых регионов отражаются в более явном виде. Наиболее контрастными по перепаду скоростей являются неоднородности строения верхней мантии до глубины примерно 400 км. Скорости сейсмических волн здесь изменяются на 0.40-0.50 км/с.

Профиль 11-11'

^Н, км

Хангай |_ ^райкал

-1000 -500 0 500 1000 Профиль Ш-Ш'

-1000 -500 0 500 1000 Профиль1У-1У'

р1убсугул

Н, км

Э0ишы

^ШШШтт

650

%

-1000 -500

500 1000

-1000 -500

500 1000

Профиль У-У' Н, км

650

-1000 -500 0 500 1000

1ШШ

4.3 4.4 4.5 4.6 4.7 49 5.1 5.3 545 5 55 Уя, ЕМ/С

Рис.4. Двумерные скоростные разрезы волн 8, соответствующие профилям, показанным на рис.3

Еще одной явно выраженной особенностью глубинного строения является зона высокого градиента скорости волн S на глубинах примерно 440-480 км. Здесь по всем профилям наблюдается резкое изменение скоростей волн S от 4.80 до 5.20-5.30 км/с. По-видимому, эта область соответствует зоне перехода от верхней мантии к нижней, так называемая транзитная зона. Скорости поперечных сейсмических волн под нижней границей зоны перехода достигают величин 5.30-5.60 км/с. На глубинах 550-650 км наблюдается незначительное (на 0.10-0.20 км/с) понижение скоростей. Область повышенных скоростей в пределах транзитной зоны, проявившаяся на картах их распределения, также выделяется и на двумерных скоростных разрезах. Эта область проявляется на восточных окраинах профилей I-I', V-V' и на пересекающем восточные окраины этих профилей профиле IV-IV' в виде высокоскоростных клинообразных включений.

Обсуждение результатов

Анализ карт распределения скоростей поперечных сейсмических волн и двумерных скоростных разрезов показал, что мантия отличающихся по тектоническим признакам регионов Центральной Азии существенно различается по своему строению. В частности, это касается толщины литосферы и мощности астеносферного канала. Наиболее мощной литосферой, порядка 180-200 км, характеризуются платформенные регионы на севере и северо-западе Азиатского континента. Регионы, характеризующиеся высокой сейсмической активностью, такие как Байкальская рифтовая зона, высокогорные сооружения Южной Сибири и Западной Монголии, отличаются от платформ значительно более тонкой литосферой. Кровля астеносферы под ними находится либо вблизи подошвы коры, либо, как под Хан-гайским сводовым поднятием на западе Монголии, непосредственно под её подошвой (см. рис.4, профиль III-III'). На профиле I-I' хорошо видно постепенное погружение кровли астеносферы в направлении от Бай-

кальского рифта к Сибирской платформе с одновременным утонением слоя астеносферы с 80-100 до приблизительно 40 км. Точно такая же картина наблюдается и на профиле II-II', северо-восточный фланг которого выходит на Сибирскую платформу в районе Станового хребта. При этом подошва астеносферного канала во всех случаях находится практически на одной и той же глубине - 200-220 км. На основании этого можно заключить, что астено-сферный канал под тектонически активными структурами является существенно более развитым, чем под Сибирской платформой. Однако под платформами Северного Китая и под субплатформенными структурами Забайкалья, Центральной и Восточной Монголии толщина слоя астеносферы также близка к 80-100 км, а её кровля находится практически на одних и тех же глубинах - 120-150 км. На основе изложенного выше можно сделать вывод о том, что уровень сейсмической активности хорошо согласуется с особенностями распределения горизонтальных неоднородностей в верхней мантии до глубин порядка 200-250 км и зависит от толщины литосферы в тех или иных регионах. В частности, это касается не только глубин залегания подошвы литосферы, но и мощности астено-сферного канала. Как уже отмечалось, под стабильными платформами на севере подошва литосферы располагается на глубине порядка 200 км, а толщина астеносферы близка к 40 км. Субплатформенные регионы Монголо-Охотского складчатого пояса, литосфера которых изменяется по толщине в пределах 100-150 км, в целом характеризуются либо слабой сейсмической активностью, проявляющейся на стыках образующих их структур, либо,

как и платформы, являются практически асейсмичными.

Наиболее высоким уровнем сейсмической активности характеризуются такие регионы, как Байкальская рифтовая зона и высокогорные сооружения Южной Сибири и Западной Монголии, где продолжаются процессы интенсивного горообразования и где кровля астеносферы залегает либо на незначительной глубине от подошвы коры, либо непосредственно под её подошвой.

Особый интерес представляет строение мантии Байкальской рифтовой зоны. На картах распределения скоростей поперечных волн эта зона слабо выражена на глубинах до 100 км. Незначительное понижение скоростей наблюдается только на карте, соответствующей глубине 50 км. Возможно, это обусловлено тем, что слой пониженных скоростей в верхах мантии рифтовой зоны по своей толщине не превосходит 15-20 км. Эта оценка соответствует данным ГСЗ, согласно которым мощность низкоскоростного слоя в верхах мантии Байкальского рифта варьирует в пределах 20 км, а подстилающий его слой по своим скоростным характеристикам мало отличается от мантийных слоёв на этих же глубинах в сопредельных с рифтом платформенных и субплатформенных регионах [6]. Под подошвой этого слоя скорости волн S вновь начинают уменьшаться, достигая аномально низких величин на глубинах ~140 - 200 км. Это свидетельствует о том, что кровля астеносферы под рифтовой зоной располагается на глубине около 140-150 км. Таким образом, астено-сферный материал под Байкальской рифто-вой зоной находится как бы на двух уровнях: тонкий, приблизительно 15-20-км слой располагается непосредственно под подошвой коры, тогда как мощный астеносферный канал - на глубинах от 140-150 до ~200 км. Сечение вдоль профиля II-II' явно указывает на существование под высокогорными сооружениями Хангая и Саян канала, связывающего этот астеносферный слой с низкоскоростным включением вблизи подошвы коры под этими структурами (см. рис.4). Из этого, в принципе, можно было бы сделать вывод о воздымании астеносферного мате-

риала под рассматриваемыми структурами с глубины ~150 км к подошве коры, с последующим его распространением в виде относительно тонкого слоя в северовосточном направлении, т.е. под Байкальскую рифтовую зону. Что же касается высокоскоростной прослойки между рассмотренными выше низкоскоростными слоями, то ее, по-видимому, можно связать с внедрением окраин Амурской плиты под рифтовую зону.

Однако, как уже отмечалось, на всем интервале глубин от подошвы астеносферы до кровли зоны перехода от верхней мантии к нижней также характерно наличие низкоскоростных неоднородностей. Несколько неожиданным, на первый взгляд, является присутствие низкоскоростных включений непосредственно над кровлей транзитной зоны, а также субвертикальных каналов пониженной скорости, связывающих некоторые из них с вышележащим слоем астеносферы (см. рис.4). Кроме того, на юго-восточных окраинах области исследования на трех профилях, два из которых ориентированы с юго-востока на северо-запад (профили II', ГУ-ГУ' на рис.3), а один вкрест их простирания (профиль У-У'), в пределах зоны перехода проявились клинообразные высокоскоростные включения. Все это свидетельствует о сложном характере происходящих на этих глубинах процессов, связанных с гравитационно-тепловой конвекцией.

С современных позиций развитие процессов, способствующих возникновению низкоскоростных и высокоскоростных включений на указанных глубинах, в значительной степени может быть обусловлено погружением Тихоокеанской ли-тосферной плиты под юго-восточные окраины Азиатского конти-

нента. В пользу этого свидетельствуют результаты глобальной сейсмической томографии, базирующиеся на невязках времен пробега продольных волн [12]. Погружение Тихоокеанской плиты до глубин примерно 450-500 км происходит, согласно этим данным, под углом порядка 45° и сопровождается роем глубокофокусных землетрясений (зоны Беньофа). На глубинах, соответствующих зоне перехода от верхней мантии к нижней (примерно 400-650 км), литосфер-ная плита изгибается и принимает горизонтальное положение. При этом её горизонтальный участок простирается почти на 1500 км в глубь континента вплоть до восточных регионов Монголии и Забайкалья. Далее она продолжает своё погружение в нижнюю мантию. На основании этих данных была предложена модель (рис.5), связывающая процесс субдукции Тихоокеанской литосферной плиты с мантийными процессами на востоке Китая и в пределах области данного исследования [1]. Согласно этой модели, океаническая плита (слэб), увлекаемая конвективными потоками, погружается в направлении от Японских островов под континент со скоростью порядка 9-10 см/год. Плотность материала этой плиты значительно превосходит плотность мантийной части континентальной литосферы. Последнее должно способствовать отрицательной плавучести рассматриваемой плиты

по отношению к континентальной литосфере.

При указанной скорости погружения плита не успевает достаточно прогреться, и в её внутренней части может длительное время сохраняться относительно невысокая температура, а следовательно, и первичный оливин, плотность которого существенно меньше плотности материала в зоне перехода. Поэтому на глубинах 450-500 км слэб теряет свою плавучесть и изгибается, принимая горизонтальное положение над подошвой зоны перехода (см. рис.5). В таком положении он продолжает свое движение до тех пор, пока его внутренняя часть не прогреется до температуры, при которой оливин под воздействием температуры и давления быстро переходит в шпинелеподобные фазы с последующей трансформацией в минералы, слагающие нижнюю мантию. После этого слэб теряет свою плавучесть и продолжает погружение в нижнюю мантию [1].

При движении в горизонтальном положении рассматриваемая плита должна сохранять свою сплошность, и бывшая океаническая кора должна перекрываться слоем фертилизованного передоти-

Рис.5. Модель верхнемантийной конвекции над горизонтальной частью слэба

та толщиной порядка 20 км и подстилаться модифицированной литосферной мантией. При продвижении плиты интегрированный в неё 20-километровый слой разогревается от трения на границе. Выполненные оценки показывают, что при скорости движения плиты около 10 см/год перепад между температурой в слое и температурой во вмещающем его материале может достигнуть 500° С. В результате плотность рассматриваемого слоя уменьшается и при погружении слэба в нижнюю мантию он должен отделяться от слэба и участвовать в конвекции в верхней мантии с образованием за счет восходящих конвективных ветвей верхнемантийных плюмов, приуроченных к выходам на поверхность щелочных базальтов, поля которых находятся в районах Хангайского и Хэнтэйского поднятий в Монголии и в пределах Байкальской рифтовой зоны.

Таким образом, рассмотренная выше модель позволяет, в принципе, объяснить наличие низкоскоростных включений в верхней мантии как непосредственно под подошвой земной коры, так и на глубинах от подошвы астеносферы до кровли транзитной зоны. Процессы современного орогенеза и рифтогенеза в значительной степени обусловленны верхнемантийными плюмами. Однако здесь следует отметить, что выявленные в настоящей работе низкоскоростные неоднородности под подошвой астеносферы не всегда укладываются в приведенную на рис.5 схему. В частности, неоднородности на востоке и юго-востоке области исследования на глубинах порядка 300 км, связанные субвертикальными каналами с астеносферой (см. рис.4, профили ГУ-ГУ' и У-У'), свидетельствуют о том, что происходящие под подошвой астеносферы процессы имеют более сложный характер, чем это представлено на рис. 5.

Выводы

На основании результатов данного исследования можно заключить: 1. Верхняя мантия Центральной Азии характеризуется наличием горизонтальных неоднородностей в пределах всего

диапазона исследуемых глубин от 50 до 650 км. При этом наиболее контрастные по перепаду сейсмических скоростей неоднородности сосредоточены в пределах её верхних 400 км, т. е. вплоть до кровли зоны перехода от верхней мантии к нижней.

2. Уровень тектонической активности тех или иных регионов тесно связан с положением кровли астеносферы. Регионы, характеризующиеся высокой сейсмической активностью, отличаются от стабильных платформ существенно более тонкой литосферой.

3. Наличие низкоскоростных слоёв и включений в мантии под подошвой астеносферы свидетельствует в пользу предложенной ранее модели [1], связывающей процессы современного горообразования и рифтогенеза с процессами субдукции Тихоокеанской лито-сферной плиты, генерирующими верхнемантийные плюмы.

Библиографический список

1. Зорин Ю.А., Турутанов Е.Х., Кожевников В.М., Рассказов СВ., Иванов А.В. О природе кайнозойских верхнемантийных плюмов в Восточной Сибири (Россия) и Центральной Монголии // Геология и геофизика. -2006. -Т.47, №10. -С. 1060-1074.

2. Кожевников В.М., Антонова Л.М., Яновская Т. Б. Горизонтальные неоднородности коры и верхней мантии Азиатского континента по данным поверхностных волн Рэлея // Изв. АН СССР. Сер. Физика земли. -1990. -№3. -С. 311.

3. Кожевников В.М., Зорин Ю.А. Распределение скоростей волн Б в коре и верхней мантии Азиатского континента // Физика Земли. -1997. -№7. -С. 61-68.

4. Кожевников В.М., Яновская Т.Б. Распределение волн Б в литосфере Азиатского континента по данным поверхностных волн Рэлея // Актуальные вопросы современной геодинамики Центральной Азии. -Новосибирск: Изд. СО РАН, 2005. -С. 46-64.

5. Левшин А. Л. Поверхностные и канало-вые сейсмические волны. -М.: Наука, 1973. -176 с.

6. Dziewonski, A.M., Anderson, D.L. Preliminary reference Earth model // Phys. Earth Planet. Inter. 1981. V.25. -P. 297356.

7. Priesley K., Debayle E., McKenzie D., Pilidou S. Upper mantle structure of eastern Asia from multimode surface waveform tomography// Journal of Geoph.Res., 2006, v.111, B10304, doi: 10.1029/2005JB004082.

8. Ritzwoller M.N., Levshin A.L. Eurasian surface wave tomography: group velocities // J. Geophys. Res. 1998. Vol.103. № B3. -P. 4839-4878.

9. Russel, D. W., Herrman, R.B., Hwang, H. Application of frequency-variable filters Работа выполнена при финансовой поддержке НШ-4496.2006.5. и РФФИ № 06-0564117

Институт земной коры СО РАН. Рецензент А.П.Кочнев

УДК 551.24.03.

А.П.Кочнев, Р.Н.Иванова

ХАРАКТЕР ДЕСТРУКЦИИ ПОРОД В ЗОНАХ ГЛУБИННЫХ РАЗЛОМОВ НА РАЗНЫХ ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИХ УРОВНЯХ ЗЕМНОЙ КОРЫ

По результатам тектонофациального анализа территории Ольхонского региона рассмотрены особенности деструкции пород в зоне влияния Приморского разлома, характерные для разных глубинных уровней их формирования. Показано, что термодинамический разрез земной коры региона представлен образованиями разных уровней - от экзозоны и эпизоны до мезозоны и катазоны. Структурный парагенезис каждого уровня характеризуется специфическим набором структурных форм, типом деформаций, степенью метаморфизма и деформированности пород. Выделены прогрессивные и регрессивные приразломные структурные парагенезисы. Показаны возможные варианты их сочетания на примере Приморского разлома (Западное Прибайкалье).

A.P. Kochnev, R.N. Ivanova Character rocks destruction in the zones of deep faults from the different thermodynamic levels of earth's crust

Tectonofacial analysis was made in the Olkhon region, in the zone of Primorsky fault. A result of investigation indicates individual of destruction of rocks from the different levels of the earth's crust. Section of earth's crust include 4 thermodynamic zones: exozone, epizone, mesozone and katazone. The zones had individual parameters of pressure, temperature, tip of deformation, metamorphism and deformation and paragenesis of structures. Dates, which is

to surface wave amplitude analysis // Bull. Seismol. Soc. Am. 1988. Vol.78. -P.339-354.

10. 10.Wu F.T., Levshin A.L., Kozhevnikov V.M. Rayleigh wave group velocity tomography of Siberia, China and vicinity // Pure and Appl. Geophys. 1997. Vol.149. -P. 447-473.

11. Yanovskaya T.B, Kozhevnikov V.M. 3D S-wave velocity pattern in the upper mantle beneath the continent of Asia from Rayleigh wave data. Phys. Earth Planet. Int. 2003. V. 138. -P. 263-278.

12. Zhao, D. Global tomographic images of mantle plumes and subducting slabs: insight into deep Earth dynamics // Phys. Earth Planet. Int. 2004. V.146. -P. 3-34.