Surface wave tomography of the arctic from seismic Rayleigh and Love wave group velocity dispersion data

Full Text

ВВЕДЕНИЕ

Арктический регион состоит из различных в геологическом и тектоническом отношении структур (рис. 1). Его континентальная часть представлена древними платформами и щитами, а также более молодыми складчатыми поясами Евразии и Северной Америки [Зоненшайн, Натапов, 1987; Зоненшайн и др., 1990]. Океаническая часть области исследования включает в себя шельфы окраинных морей, глубоководные океанические бассейны с разделяющими их поднятиями Ломоносова, Альфа-Менделеева и спрединговым хребтом Гаккеля с ультрамедленными скоростями раздвижения, изменяющимися в пределах от 0.6 см/год на востоке до 1.3 см/год на западе [DeMets et al., 1994].

В настоящее время в Арктике ведется активная разработка и добыча полезных ископаемых, в том числе углеводородов, залегающих на российском шельфе. Развитие хозяйственной деятельности, в свою очередь, требует детальных оценок сейсмической опасности территории. Для более точного проведения последних, а также для решения многих спорных вопросов современной тектоники и геодинамики, большой интерес представляют новые данные о глубинном строении.

 

Рис. 1. Главные геологические структуры Арктики по работе [Зоненшайн, Натапов, 1987]: 1 – океанические бассейны глубже 2000 м, нанесены изобаты 2000 и 3000 м; 2 – активный спрединговый центр; 3–5 – континентальные структуры (3 – щиты; 4 – платформы; 5 – орогенические пояса); 6 – древние массивы, остатки континента Арктида; 7 – фронт складчатости; М12, М15, М20, М25 – мезозойские магнитные аномалии.

 

Недостаток сейсмических станций и неравномерность распределения эпицентров землетрясений в высоких северных широтах накладывают существенные ограничения на исследования глубинного строения земной коры и верхней мантии Арктики. Обзор существующих моделей глубинного строения приведен в работе [Gaina et al., 2014]. Следует отметить, что основная имеющаяся на данный момент информация о рассматриваемом регионе содержится в глобальных моделях [Bijwaard et al., 1998; Shapiro, Ritzwoller, 2002; Zhou et al., 2006; Ekström, 2011; Laske et al., 2013; Schaeffer, Lebedev, 2013; и др.]. Однако для Арктики они характеризуются достаточно низким разрешением по сравнению с другими областями Земли. Не лишены схожих проблем с разрешением и немногочисленные региональные исследования [Levshin et al., 2001; Яковлев и др., 2012], в то время как результаты более детальных работ, основанных на данных объемных [Allen et al., 2002; Darbyshire, 2003; Kumar et al., 2005; Lebedeva-Ivanova et al., 2006; Jokat, Schmidt-Aursch, 2007; и др.] и поверхност­ных волн [Bruneton et al., 2004; Darbyshire et al., 2004; Pilidou et al., 2004; 2005; Levshin et al., 2007; Chen et al., 2007; Pedersen et al., 2013], имеют весьма локальный характер. Таким образом, целью данной работы является исследование глубинного строения Арктики методом поверхностно-волновой томографии путем построения карт распределений групповых скоростей волн Рэлея и Лява в диапазоне периодов 10–250 с и их последующей интерпретации.

ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

 

Рис. 2. Положение эпицентров выбранных для анализа землетрясений (кружки) и сейсмических станций (тре¬угольники) (а), полученные сейсмические трассы для волн Рэлея (б) и Лява (в).

 

Материалом для исследования служили записи поверхностных волн от удаленных землетрясений на каналах LHZ и LHT цифровых широкополосных сейсмических станций сетей IRIS, GEOSCOPE, GEOFON и относительно недавно установленной в Гренландии сети GLISN (рис. 2а). Всего было использовано 38 землетрясений (Мw ≥ 5.1, 1996–2015 гг.), произошедших в Исландии, вблизи Гренландии, на Аляске и северо-востоке Евразии, вдоль хребта Гаккеля и Алеутской дуги (рис. 2а). Дисперсионные кривые групповых скоростей рассчитывались вдоль трасс «эпицентр – станция». Диапазон расстояний от эпицентров выбранных для анализа землетрясений до регистрирующих станций составил 2000–10000 км. В большинстве случаев это позволило выделить основную моду поверхност­ных волн в пределах диапазона периодов колебаний от 10 до 250 с, что, согласно [Ritzwoller, Levshin, 1998; Яновская, 2015], соответствует глубинности около 500 км.

Дисперсионные кривые групповых скоростей фундаментальных мод поверхностных волн рассчитывались с помощью процедуры спектрально-временного анализа (СВАН) [Левшин и др., 1986]. Для анализа использовались только записи с высоким отношением сигнал/шум. На рис. 3 показан пример обработки землетрясения 6 марта 2005 г. (Мw = 6.3), произошедшего на хребте Гаккеля, на станции Ала-Арча (AAK). Всего, таким образом, было получено 1555 дисперсионных кривых для волн Рэлея (рис. 2б) и 1265 – для волн Лява (рис. 2в).

Оценка ошибок определения значений групповых скоростей осуществлялась по воспроизводимости дисперсионных кривых: дисперсионные кривые для близких трасс усреднялись и вычислялись среднеквадратичные отклонения (СКО) скоростей на отдельных периодах от их средних значений. Средние для исследуемого региона дисперсионные кривые для волн Рэлея и Лява с погрешностями приведены на рис. 4, из которого видно, что наименьшие значения СКО приурочены к интервалу T = 25–150 с, а на остальных периодах СКО несколько выше. На малых периодах (Т < 25 c) большой разброс в значениях групповых скоростей может быть обусловлен не только ошибками вычислений, но и высокой степенью неоднородности земной коры, особенно ее верхней части. Также следует отметить худшую воспроизводимость дисперсионных кривых для волн Лява. В целом, полученные результаты согласуются с данными [Ritzwoller, Levshin, 1998].

 

Рис. 3. Пример обработки землетрясения 6 марта 2005 г. (Мw = 6.3), записанного на вертикальной (LHZ) и трансверсальной (LHT) компонентах станции ААК (Δ = 4775 км): СВАН-диаграммы исходного (а) и отфильтрованного (б) сигналов (дисперсионная кривая групповой скорости обозначена белым цветом); (в) – сейсмограммы до (черные кривые) и после (серые кривые) фильтрации; (г) – полученные дисперсионные кривые групповых скоростей в сравнении с дисперсионными кривыми, рассчитанными для модели PREM [Dziewonski, Andersen, 1981].

 

Рис. 4. Средние для рассматриваемого региона дисперсионные кривые волн Рэлея и Лява с оценками погрешностей определения групповых скоростей.

 

Карты распределений групповых скоростей были рассчитаны методом двумерной томо­графии для случая сферической поверхности [Yanovskaya et al., 2000; Яновская, 2001; 2015]. Для каждой из карт были сделаны оценки разрешения результатов картирования путем вычисления эффективного радиуса осреднения (R) [Яновская, 2001; 2015; Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003], который зависит, главным образом, от плотности покрытия того или иного участка области исследования сейсмическими трассами. Проведенные ранее синтетические тесты показали [Яновская, 2015], что значения радиуса эквивалентной области сглаживания хорошо согласуются с результатами, полученными методом «шахматной доски». В нашем случае наилучшим разрешением (400–600 км для волн Рэлея и 500–700 км для волн Лява) характеризуется центральная часть области исследования (севернее 70° с. ш.), а также северо-восток Евразии и Аляска (рис. 5). На периферии, особенно в южной Гренландии и Канаде, эффективный радиус осреднения принимает более высокие значения. Кроме того, горизонтальное разрешение закономерно ухудшается с увеличением периода в связи с уменьшением количества сейсмических трасс, используемых для анализа. В качестве границы приемлемого разрешения принято R = 1000 км аналогично [Yanovskaya, Kozhevnikov, 2003].

Анализ карт распределений групповых скоростей для отдельных периодов позволяет получить общие представления о крупномасштабных горизонтальных неоднородностях верхней мантии Арктики. Для того чтобы на качественном уровне оценить глубинность выявленных скоростных аномалий для четырех различных в тектоническом отношении регионов было проведено обращение локальных дисперсионных кривых волн Рэлея и Лява, полученных по результатам томографии, в скоростные разрезы S-волн.

Расчет параметров моделей среды, удовлетворяющих локальным дисперсионным кривым, осуществлялся с помощью минимизации невязок между теоретическими и экспериментальными значениями групповых скоростей методом сопряженных градиентов [Яновская, 2015]. В качестве исходной была принята модель среды с 2 плоскопараллельными слоями коры и 11 слоями мантии с линейным изменением скорости с глубиной на полупространстве. Варьируемыми параметрами служили скорости поперечных волн в слоях коры и мантии и мощности слоев коры. В качестве начального приближения для коры использовались модели EUNA [Artemieva, Thybo, 2013] и CRUST 1.0 [Laske et al., 2013], для мантии – сферически симметричная модель PREM [Dziewonski, Anderson, 1981]. Вначале по данным групповых скоростей волн Рэлея рассчитывались скоростные разрезы волн SV. Затем они использовались в качестве начальных моделей при построении скоростных разрезов волн SH, удовлетворяющих дисперсионным кривым волн Лява. Для проверки устойчивости полученных результатов строился усредненный по этим двум решениям разрез, от которого снова проводились расчеты для обоих типов поверхностных волн. Во всех случаях полученные таким образом скоростные разрезы практически совпадали с результатами первоначальных вычислений.

 

Рис. 5. Примеры карт эффективного радиуса осреднения (R, км) два (б) для периодов колебаний 50, 100 и 200 с. Граница R = ля волн Рэлея (а) и Ля1000 км обозначена черной кривой.

 

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

В соответствии с используемой методикой распределения групповых скоростей рассчитывались отдельно для каждого периода колебаний. Для интервалов периодов 10–30, 30–100, 100–250 с шаг по периоду составил 5, 10 и 25 с, соответственно. Таким образом, было построено по 18 карт для каждого типа поверхностных волн. При интерпретации полученных карт и сопоставлении вариаций групповых скоростей с геологическим строением исследуемой области (рис. 1) необходимо иметь в виду, что волны Рэлея и Лява характеризуются различной чувствительностью к параметрам среды и различной проникающей способностью [Яновская, 2015].

Для обоих типов поверхностных волн карты для периода 20 с (рис. 6) отражают особенности строения земной коры, а вариации групповых скоростей изменяются в широких пределах: от –20 до + 20%. Минимумы групповых скоростей на этих картах приурочены к бассейнам окраинных морей и к крупным осадочным бассейнам на севере Евразии: Енисейско-Хатангскому и Лено-Анабарскому [Drachev, 2016]. Причем интенсивность выявленных минимумов коррелирует с мощностью осадочных отложений [Gramberg et al., 1999]. Бассейны Северного Ледовитого океана и глубоководных Гренландского и Норвежского морей характеризуются высокими значениями скоростей поверхностных волн, что, вероятно, обусловлено утонением коры под данными областями [Laske et al., 2013; Artemieva, Thybo, 2013]. Характер дисперсии для периода колебаний 50 с (рис. 7, рис. 8) для континентальной части области исследования определяется как влиянием коры, так и верхней части мантии, и, в определенной мере, отражает вариации мощности коры под различными регионами.

Карты для более высоких периодов колебаний (до 150 с) отражают распределение горизонтальных неоднородностей в мантийной части литосферы и в астеносфере, а для периодов более 150 с на характер дисперсии скоростей поверхностных волн оказывают влияние подастеносферные слои верхней мантии и нижняя мантия. Максимальные значения вариаций групповых скоростей (до +5%) на этих периодах приурочены к Канадскому и Балтийским щитам, что свидетельствует о большой мощности литосферы (до 280 км) и высоких скоростях поперечных волн в ней [Chen et al., 2007; Olsson et al., 2007; Darbyshire et al., 2013; Grad et al., 2014]. Также повышенными значениями скоростей (+1… +3%) характеризуются Восточно-Европейская и Сибирская платформы, причем под последней с увеличением периода данная особенность становится более выраженной. Минимальные значения скоростей (до –10%) приурочены к складчатым поясам северо-востока Евразии и Аляски, а также к бассейну Берингова моря, где происходит современная субдукция Тихоокеанской плиты.

 

Рис. 6. Вариации групповых скоростей волн Рэлея (а) и Лява (б) относительно средних значений (Uср) для периода колебаний 20 с.

 

Рис. 7. Вариации групповых скоростей волн Рэлея относительно средних значений (Uср) для периодов колебаний 50, 80, 100, 150, 200 и 250 с.

 

Рис. 8. Вариации групповых скоростей волн Лява относительно средних значений (Uср) для периодов колебаний 50, 80, 100, 150, 200 и 250 с.

 

Выявленные тенденции наглядно проявлены в скоростных разрезах S-волн, рассчитанных для четырех различных в тектоническом отношении структур исследуемой области: океа­нической котловины Амундсена, Балтийского щита, шельфа Баренцева моря и Верхояно-Колымского складчатого пояса (рис. 9). На периодах до 60 с для волн Рэлея и до 80 с для волн Лява наиболее высокие групповые скорости наблюдаются в глубоководной котловине Амундсена (рис. 9а), обладающей утоненной корой океанического типа [Laske et al., 2013; Gaina et al., 2014], что также проявлено в максимальных скоростях S-волн до глубин около 50 км относительно остальных рассматриваемых регионов (рис. 9б). С увеличением периода, как и предполагалось, максимальные значения как групповых скоростей, так и скоростей поперечных волн, прослеживаются под стабильным докембрийским Балтийским щитом. Следует отметить, что полученный скоростной разрез волн SV хорошо согласуется с результатами, вычисленными по данным о дисперсии фазовых скоростей волн Рэлея на группе станций LAPNET [Pedersen et al., 2013]. Так, в обеих моделях значения скоростей волн SV в интервале глубин 50–250 км составляют 4.5–4.6 км/с с максимумом на глубине около 150 км и небольшим понижением в диапазоне 160–220 км (рис. 9б). Относительно высокие скорости поперечных волн (>4.5 км/с) наблюдаются в верхней мантии Баренцева моря. В предыдущих исследованиях этого региона по групповым и фазовым скоростям поверхностных волн [Levshin et al., 2007], где в качестве примера инверсии рассмотрена точка с теми же координатами (74° N, 40° E), характер скоростного разреза волн SH (максимум на 60–80 км и плавное понижение скоростей до 200 км), а также абсолютные значения групповых скоростей волн Рэлея и Лява, практически совпадают с результатами данной работы. Некоторая несогласованность скоростных разрезов волн SV в интервале глубин 50–100 км, вероятнее всего, обусловлена различной разрешающей способностью исходных данных. Минимальными значениями скоростей S-волн для рассматриваемых структур характеризуется верхняя мантия Верхояно-Колымского складчатого пояса, что также находит свое отражение в дисперсии групповых скоростей поверхностных волн (рис. 7, рис. 8, рис. 9а) и не противоречит результатам предшествующих исследований по данным поверхностных [Levshin et al., 2001], объемных волн [Яковлев и др., 2012] и их совместной инверсии [Schaeffer, Lebedev, 2013].

На периодах от 50 и до 250 с на картах для обоих типов поверхностных волн наблюдается локальный минимум скоростей (–3%) в районе Исландии, скорее всего, связанный с Исландским мантийным плюмом, глубинность которого оценивается от 200 [Pilidou et al., 2004; 2005] до 400 [Bijwaard et al., 1998] и даже до 700 км [Яковлев и др., 2012]. Данная аномалия прослеживается на сотни километров к северу от Исландии, что согласуется с результатами предыдущих исследований [Levshin et al., 2001; Pilidou et al., 2004; 2005] и может свидетельствовать также о наличии плюма под островом Ян-Майен. Последний выделяется как по геологическим данным [Schilling et al., 1999], так и по результатам региональной томографии с более высоким горизонтальным разрешением [Rickers et al., 2013].

На картах для волн Рэлея (рис. 7) хребет Гаккеля на периодах до 200 с прослеживается в виде минимума групповых скоростей. Примечательно, что при переходе из Евразийского бассейна в пределы континентальной окраины моря Лаптевых довольно узкая зона спрединга расширяется, превращаясь в систему рифтовых впадин, что проявляется в смене характера сейсмичности [Avetisov, 1999; Имаева и др., 2017] и различных геофизических полях [Verhoev et al., 1996; Kenyon et al., 2008; Andersen et al., 2010], в том числе и в расширении зоны пониженных групповых скоростей на шельфе, полученном в данной работе. Другой интересной особенностью является то, что с увеличением периода (более 200 с) на картах для волн Лява (рис. 8) под хребтом Гаккеля наблюдаются высокие значения групповых скоростей, указывающие на наличие существенной радиальной анизотропии на больших глубинах в мантии, что, по-видимому, является характерным для центров медленного спрединга [Zhou et al., 2006].

Необходимо отметить, что с увеличением периода вариации скоростей становятся более сглаженными, что свидетельствует о том, что на глубинах более 400 км мантия становится менее дифференцированной по скоростям.

 

Рис. 9. Дисперсионные кривые волн Рэлея и Лява (а) и соответствующие им скоростные разрезы волн SV и SH (б) для четырех различных в тектоническом отношении регионов Арктики.

 

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

На основании проведенного исследования можно заключить, что полученные карты распределений групповых скоростей волн Рэлея и Лява отражают особенности строения коры и верхней мантии Арктики, а выявленные горизонтальные скоростные неоднородности согласуются с геологическим строением области исследования. Полученные карты представляют существенный интерес для дальнейшего построения трехмерной модели распределения скоростей поперечных волн и изучения анизотропных свойств верхней мантии.

Автор выражает глубокую благодарность проф. Т. Б. Яновской (СПбГУ) за предоставленное программное обеспечение, проф. А.Л. Левшину (университет Колорадо, Боулдер, США) и канд. физ.-мат. наук В.М. Кожевникову (ИЗК СО РАН) за ценные консультации и внимание к работе. Работа выполнена при поддержке РНФ, грант № 17-77-10037.

About the authors

L. V. Seredkina

Institute of the Earth’s Crust, Siberian Branch, Russian Academy of Sciences, Institute of Terrestrial Magnetism, Ionosphere and Radio Wave Propagation, Russian Academy of Sciences

Author for correspondence.
Email: ale@crust.irk.ru
Russian Federation, Irkutsk, Moscow

References

Supplementary files