Строение верхней мантии по сверхдлинному профилю "Метеорит" (сибирский кратон), отработанному с мирными ядерными взрывами

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

УДК 530.34

Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, г. Москва, Россия

Строение верхней мантии по сверхдлинному профилю "Метеорит" (сибирский кратон), отработанному с мирными ядерными взрывами

Г.А. Павленкова

Аннотация

мантия сейсмологический землетрясение метеорит

Сверхдлинный сейсмический профиль “Метеорит” пересекает Сибирский кратон и Байкальскую рифтовую зону. Он был отработан с четырьмя ядерными взрывами, что позволило выявить новые особенности структуры верхней мантии. Самые верхи мантии характеризуются резкими изменениями скорости от 7.8-8.0 км/с под Байкальской зоной до 8.1-8.5 км/с в пределах кратона. Аномально высокие скорости (8.4-8.5 км/с) были выявлены в отдельных блоках кратона. На глубине 100 и 150 км выявлены зоны инверсии скорости, но астеносфера как слой пониженных скоростей на глубине 250-300 км обнаружена не была. На глубине около 100, 150, 250 и 350 км прослежены отражающие горизонты, которые отмечают увеличение сейсмической скорости в центральной части кратона и ее резкое уменьшение в южном направлении. Структура переходной зоны между верхней и нижней мантией охарактеризованы тремя горизонтальными границами на глубине 430, 500 и 660 км.

Ключевые слова: сверхдлинные сейсмические профили, верхняя мантия, астеносфера.

Abstract

The long-range profile Meteorite crosses the Siberian Craton and the Baikal rift zone. It was shot with 4 nuclear explosions. The seismic records of the nuclear-explosions revealed new peculiarities of the craton upper-mantle structure. The uppermost mantle is characterized velocity variation from 7.8-8.0 km/s beneath the Baikal zone to 8.1-8.5 km/s beneath the Siberian Craton. Anomalously high velocities (8.4-8.5 km/s) were modeled in some blocks of the craton. Two zones of velocity inversion were discovered at depths of 100 and 150 km. But the asthenosphere as a low velocity zone at depth of 250-300 km has not been recognized in the velocity cross-section. Several reflection boundaries were distinguished within the upper mantle at depths of around 100, 150, 250 and 350 km. They show increasing the upper mantle velocities in the craton centre and their decreasing in the southern part of the craton. Three horizontal boundaries characterize the structure of the transition zone between the upper and lower mantle. Their depths are 430, 500 and 660 km.

Keywords: supper-long seismic profiles, upper mantle, asthenosphere.

Основными методами исследований верхней мантии являются сейсмологические методы, основанные на записях землетрясений мировой сетью сейсмологических станций. Данные сейсмологии позволили определить главные особенности внутреннего строения Земли, выделить ядро, разделить его на внешнее и внутреннее ядро, и разделить мантию на верхнюю и нижнюю. Было также показано, что между верхней и нижней мантией существует мощный переходный слой: кровля этого слоя располагается на глубине около 410 км, подошва - на глубине 680 км. В некоторых регионах предполагается также наличие в верхней мантии слоя с пониженными скоростями, астеносферы, на глубине 100-200 км.

Сейсмологические данные постоянно наращиваются в настоящее время за счет новых землетрясений и новых сейсмологических станций. Обработка этих данных по всей Земле позволяет постоянно обновлять обобщенные скоростные модели верхней мантии. Последней такой моделью, утвержденной международной комиссией IASPEI, является модель IASP-91 [Kennet, Engdahl, 1991].

По мере увеличения числа сейсмологических станций увеличивалась детальность исследований. Сейчас есть возможность изучать не только отмеченные выше главные структурные элементы Земли, но и горизонтальную неоднородность каждой оболочки. Для этого используется сейсмотомографический метод. Результаты исследований этим методом представляются не в виде скоростных колонок или разрезов с абсолютными значениями скоростей, а в виде разностей между наблюденными скоростями и обобщенной скоростной моделью, например, моделью IASP-91. Такое представление результатов позволяет более рельефно выделить отдельные даже самые мелкие неоднородности. Но при таком изображении результатов теряются данные о сейсмических границах и общей расслоенности мантии.

Несмотря на все достижения сейсмологических методов, структура верхней мантии изучена крайне неравномерно. Большая часть сейсмологических станций расположена в сейсмоактивных зонах, и поэтому обширные по площади асейсмичные платформенные регионы, такие как север Евразии, слабо освещены этими данными. Глубинные исследования всей верхней мантии этой территории, включая переходную зону к нижней мантии, удалось провести с помощью мирных ядерных взрывов. Эти работы были выполнены в СССР в 60-80-е годы прошлого столетия на так называемых сверхдлинных профилях, и мирные ядерные взрывы были проведены специально для этих работ (рис. 1). Сейсмические наблюдения выполнялись Специальной региональной Геофизической экспедицией (позднее Центр ГЕОН) Министерства геологии СССР (ныне Министерство природных ресурсов).

Рис. 1. Схема расположения сверхдлинных сейсмических профилей, отработанных с мирными ядерными взрывами в пределах Сибирского кратона. Латинскими буквами отмечено положение источников, профиль “Метеорит” выделен утолщенной линией, контуры платформы отмечены пунктирной линией

В течение длительного времени данные по этим профилям были закрытой информацией, и лишь малая их часть, касающаяся строения верхней мантии, была опубликована только в 1980-е годы [Винник, Егоркин, 1979, 1981; Егоркин, 1980; Yegorkin, Pavlenkova, 1981; Egorkin, Chernishov, 1983; Pavlenkova, Yegorkin, 1983; Егоркин и др., 1984, 1988; Egorkin et al., 1987]. В первых публикациях были представлены некоторые монтажи и предварительные разрезы по отдельным профилям.

Более систематическая интерпретация данных ядерных взрывов началась в 90-ые годы, когда эти материалы стали доступны и зарубежным исследователям. Главное внимание при этом было уделено профилям с наиболее полными системами наблюдений: с записями нескольких встречных и нагоняющих пунктов взрыва: Кварц, Кратон, Кимберлит, Рифт. Материалы по этим профилям были оцифрованы и они были обработаны на современном уровне рядом международных групп [Егоркин, 1991; Егоркин и др., 1996; Mechie et al., 1993; Morosov et al., 1998; Cipar et al., 1993; Pavlenkova et al., 2002; Павленкова, Павленкова, 2008]. Попытка анализа данных по всем сверхдлинным профилям была представлена в работах [Егоркин, 1996, 1999; Pavlenkova et al., 1996; Solodilov, 1997; Fucks, 1997].

Несмотря на большой объем проведенных исследований, до сих пор не все профили обработаны на современном уровне и не по всем профилям первичные материалы представлены в достаточно полном виде. К таким профилям относится профиль Метеорит. Для него известны интерпретации 1990-х годов [Павленкова, Солодилов, 1997], когда были построены двумерная модель самых верхов мантии и практически одномерная модель остальной ее части и переходной зоны к нижней мантии. Позже в обзорной работе по сверхдлинным профилям [Pavlenkova, Pavlenkova, 2006] была опубликована двумерная модель верхней мантии по этому профилю, но первичные материалы и методика их обработки при этом не обсуждались.

В настоящей работе представлены результаты полной обработки всех материалов по профилю “Метеорит”, включая данные по переходной зоне между верхней и нижней мантией, на основе современных методов. Основным методом интерпретации было математическое моделирование. Оно заключается в решении прямой задачи для некоторых стартовых моделей и сопоставлении результатов расчета с наблюденными полями. Если получаются расхождения, в модель вводятся исправления и снова проводятся расчеты лучей и годографов до тех пор, пока расчетные и наблюденные времена не совпадают с точностью 0.1-0.2 с.

Большинство программ решения прямой двумерной задачи основано на лучевом методе [Алексеев, Гельчинский, 1959; Иerveny et al., 1977] Этот метод благодаря своей простоте и физической наглядности приобрел большое распространение, он удобен для массовых расчетов и моделирования волновых полей. В данной работе использован модернизированный вариант программы [Иerveny, Pљenиik, 1983].

Математическое моделирование позволяет не только построить скоростной разрез, с его помощью удается провести детальный анализ волновых полей и определить природу волн. Он позволяет включить в обработку все волны разной природы и, что особенно важно исследовать пределы возможной неоднозначности решения обратной задачи. Это осуществляется путем рассмотрения всего множества возможных моделей и выбора из них наиболее достоверной модели, наилучшим образом объясняющей кинематические и динамические особенности наблюденных волновых полей.

Двумерное лучевое моделирование проводилось в данном случае для скоростных разрезов с плоской поверхностью Земли. Затем в построенные модели вводились поправки, учитывающие сферичность этой поверхности. Величины поправок были определены ранее по профилям “Кварц” и “Рифт” [Mechie et al., 1993; Cipar et al., 1993] путем сопоставления 1-D скоростных моделей, построенных по одним и тем же годографам для плоской и сферической поверхности.

Характеристика экспериментального материала и методика его обработки

Профиль “Метеорит” пересекает Сибирский кратон с севера на юг, от Тиманской складчатости до Байкальской рифтовой зоны (см. рис. 1). Длина профиля 2900 км. На нем было выставлено около 300 трехкомпонентных аналоговых станций с интервалом в 10 км. Было отработано четыре ядерных взрыва. Обычные химические взрывы, которые отрабатывались на других сверхдлинных профилях для изучения земной коры, на этом профиле не удалось записать. Это не позволило построить детальную скоростную модель земной коры и в связи с этим несколько снизило детальность построений по верхней части мантии по сравнению с другими профилями.

На рис. 2 приведен монтаж сейсмограмм, полученный из пункта взрыва (ПВ) М4 до самых больших для этого профиля удалений от источника, до 2850 км. Это позволило зарегистрировать волны от всей верхней мантии и переходной зоны между верхней и нижней мантией (глубина 410-680 км). Монтаж отражает сложный характер поля мантийных волн с резкой изменчивостью кажущихся скоростей и амплитуд первых вступлений и большого количества последующих вступлений. В связи с этим корреляция волн на записях оказалась неоднозначной задачей. Это относится главным образом к последующим вступлениям, где волновые поля чаще всего невыразительные и провести в них фазовую корреляцию практически невозможно. Для того чтобы разделить непрерывную запись последующих вступлений на отдельные волны, выбирались фазы, которые можно было продолжить в первые вступления.

Рис. 2. Монтаж сейсмограмм, полученный от ядерного источника М4. Монтаж представлен в редуцированном виде, t - время, d - расстояние от источника, скорость редукции 8.7 км/с. Обозначение волн: Pg - преломленная волна в земной коре; Pn - преломленная волна в верхах мантии; P_N1, P_N2, P_L, P_Н и P_Н' - отраженные волны от опорных границ в верхней мантии, N1, N2, L и H; P₄₁₀, P₅₂₀ и P₆₈₀ - волны от переходной зоны между верхней и нижней мантией (индекс волны означает примерную глубину залегания соответствующей границы)

Годографы зарегистрированных из ПВ М4 волн четко разделены на две группы, значительно различающиеся по кажущимся скоростям. Интервал регистрации первой группы составляет 200-2000 км, это - волны с кажущейся скоростью 7.8-8.8 км/с. Вторая группа представляет собой последующие вступления на удалениях 1500-2300 км с кажущейся скоростью 9.5-10.5 км/с, и первые вступления, регистрируемые на удалениях 2300-3000 с кажущимися скоростями 10.5-11.5 км/с. Это - волны от переходной зоны между верхней и нижней мантией, хорошо известные в сейсмологии. Они регистрируются на всех сейсмологических записях на удалениях около 2000 км, и поэтому названы волнами от 20 границы. На записях ядерных взрывов они четко делятся на три волны: P₄₁₀, P₅₂₀ и P₆₈₀ (индекс волны означает среднюю глубину залегания соответствующей границы, определенную в сейсмоактивных районах Земли). Эти волны существенно различаются по кажущимся скоростям (Vк): P₄₂₀, (Vк=10 км/с), P₅₂₀ (Vк= 10.5 км/с) и P₆₈₀ (Vк=11 км/с) Следует отметить, что кажущиеся скорости всех мантийных волн выше, чем реальные, из-за влияния сферичности Земли. Они превышают истинные значения на 0.1-0.2 км/с на глубине от 100 до 200 км и на 0.7-0.8 км/с на глубине 400-700 км.

Годографы первых и последующих вступлений, зарегистрированных на удалениях 200-2000 км, также позволили выделить несколько опорных волн, которые прослежены и на других сверхдлинных профилях. Это волны Pn - преломленные на границе М и в верхах мантии, P_N1, P_N2, P_L и P_H. - отраженные и преломленные волны от границ N1, N2, L и H на глубине от 100 до 350 км.

Кажущиеся скорости и интенсивность записи опорных волн меняются вдоль профиля. Так, из ПВ М4 волну Pn удалось надежно выделить лишь на удалениях от источника 300-750 км, где она характеризуется аномально высокими кажущимися скоростями 8.6 км/с. Далее скорости уменьшаются и на удалении 1000 км первые вступления резко затухают. Их удается проследить снова лишь на удалениях 1200-2000 км примерно с такой же кажущейся скоростью, но с временным разрывом в 2 с. Как показало лучевое моделирование (рис. 3), такая волновая картина обусловлена аномально высокими скоростями под границей М в интервале профиля 2100-2500 км и понижением скоростей на глубине более 100 км.

Последующие вступления мантийных волн из ПВ М4 прослеживаются ненадежно. Среди них помимо опорных волн P_L и P_H, описанных по другим профилям, выделяется волна P_H' от более глубокой границы H'.

Рис. 3. Результаты лучевого моделирования для ПВ М4: сопоставление расчетных и наблюденных годографов и лучевая диаграмма преломленных и отраженных волн от основных границ верхней мантии.

Рис. 4. Результаты лучевого моделирования для ПВ М1. Обозначения на рис. 2

Из ПВ М1 волновая картина гораздо беднее (рис. 4). Как и из предыдущего источника, надежные первые волны прослеживаются только до расстояния от источника 700 км. На больших удалениях они выделены как слабые, едва заметные вступления. В последующей части записи намечаются короткие оси синфазности волны P_L и достаточно надежно прослеживается лишь волна P_H.

Из ПВ М2 при наблюдениях на север от источника (рис. 5) волна Pn на удалениях до 500 км имеет кажущуюся скорость около 8.1 км/с, затем скорость увеличивается до 8.4 км/с и на удалении 750 км снова резко уменьшается до величин, не реальных для верхов мантии (менее 7 км/с). Уменьшается и интенсивность этих волн. На удалении 900 км первые волны снова имеют кажущуюся скорость порядка 8.7 км/с. Как показало лучевое моделирование, такая изменчивость кажущихся скоростей первых волн может быть объяснена наличием в верхах мантии на глубине 75-100 км слоя с пониженными скоростями.

При наблюдениях из ПВ М2 в южном направлении годограф первых волн также изменчив по кажущимся скоростям. Сначала до удалений 450 км они равны 8.4 км/c, затем до удалений 700 км они не превышают 8.1 км/c, после чего снова увеличиваются до 8.7 км/с. Такая изменчивость кажущихся скоростей первых волн характеризует блоковое строение верхов мантии с резким изменением скоростей в отдельных блоках (рис. 5). В последующих вступлениях из данного пункта взрыва удалось выделить лишь волну, близкую по своим параметрам волне P_L.

Наблюдения из ПВ М3 (рис. 6) подтвердили, что изменчивость кажущихся скоростей первых волн связана, в основном, с блоковым строением верхов мантии. Так, при наблюдениях в северном направлении получены одинаковые кажущиеся скорости волн

Рис. 5. Результаты лучевого моделирования для ПВ М2. Обозначения на рис. 2

Рис. 6. Результаты лучевого моделирования для ПВ М3. Обозначения на рис. 2

Pn и P_N1, а при наблюдениях в южном направлении волна Pn на небольших удалениях от источника (до 350 км) имеет очень высокую скорость (8.6 км/с), затем на больших удалениях нормальную (8.1 км/с). В последующих вступлениях, так же как и из ПВ М2, из ПВ М3 выделена лишь волна P_L.

Таким образом, блоковое строение верхов мантии и наличие слоев пониженной скорости существенно искажает годографы первых волн и затрудняет определение по ним общего изменения скоростей на больших глубинах. Границы N1, N2 и L часто характеризуются близкими кажущимися скоростями и трудно отождествить соответствующие им годографы из-за отмеченных выше резких неоднородностей в структуре верхов мантии. Это существенно увеличивает неоднозначность построений более глубоких границ и удлиняет процесс выбора оптимальной модели.

Другая неоднозначность в структурных построениях по профилю Метеорит связана с наличием в разрезе зон инверсии скоростей. Для случая уменьшения скорости с глубиной характерно резкое затухание первых волн на некотором удалении от источника, т.е. наличие так называемой “зоны тени”, и регистрация в последующих вступлениях волн с той же кажущейся скоростью, но со сдвигом по времени t (см. рис. 2). Время запаздывания t зависит от мощности волновода и скорости в нем и является основой для определения этих параметров. Но математическое моделирование показало, можно построить серию скоростных моделей с различными параметрами волновода, которые будут удовлетворять с одинаковой точностью наблюденным годографам. Неоднозначно определяется и глубина волновода. Она зависит от расстояния до “зоны тени” и характера скоростной функции в верхах мантии. При малом вертикальном градиенте скорости, что характерно для верхов мантии, можно получить зону тени на одном и том же удалении от источника, меняя глубину волновода и градиент скорости под ним. Величину уменьшения скорости в зоне инверсии также невозможно определить однозначно даже при наличии достаточно протяженного годографа волны, отраженной от подошвы волновода. В данном случае величина инверсии скорости задавалась (обычно 0.1 км/с), а мощность зоны инверсии определялась по величине t.

Определенная сложность в построении скоростной модели, типичная для всех сверхдлинных профилей, связана с определением скорости в низах верхней мантии. Обычно преломленные волны от этого слоя не регистрируются в первых вступлениях (это так называемый “выпадающий слой”). Кроме этого на профиле Метеорит первые волны из ПВ М4 резко затухают на удалении от источника 2000 км, что можно объяснить или уменьшением вертикального градиента скорости или наличием на глубине более 300 км слоя с пониженными скоростями. Второе предположение казалось более вероятным, поскольку такой слой предполагался по геотермическим данным. На этой глубине под Сибирским кратоном выделялась астеносфера, как область возможного частичного плавления [Чермак, 1985; Artemieva, Mooney, 2001]. Однако лучевое моделирование не подтвердило это предположение. Оно показало, что по отраженным волнам P₄₁₀ и P_H' скорость над границей Т (кровля переходной зоны) оценивается достаточно устойчиво, в пределах 0.1 км/с, и инверсии скоростей здесь не наблюдается.

Структура верхней мантии

На рис. 7 приведены наблюденные годографы и скоростной разрез верхней мантии вдоль профиля Метеорит. На разрезе дано распределение скоростей в самых верхах мантии и построены все региональные границы: N1 и N2, характеризующие скоростной уровень 8.3 и 8.4 км/с, граница L, соответствующая скорости 8.5 км/с и границы Н и H', соответствующие скоростным уровням 8.6 и 8.63 км/с. Т.е., несмотря на достаточно бедные записи, удалось отстроить все границы верхней мантии, выявленные на других

Рис. 7. Наблюденные годографы (а) и сейсмический разрез верхней мантии по профилю Метеорит (б). Обозначения волн приведены на рис. 2, границы слоев с разными сейсмическими скоростями (км/с) даны тонкими линиями, отражающие площадки - утолщенными линиями; М1-М4 - пункты ядерных взрывов; M - подошва земной коры, N1, N2, L, Н и H' -границы в верхней мантии, T - кровля переходной зоны к нижней мантии

профилях. Но только граница N1 построена здесь на основании первых (преломленных) волн. Остальные границы представлены отражающими площадками, и соответствующие им скоростные уровни определены главным образом по форме годографов соответствующих отражений. На основании записей из ПВ М4 отстроены также три границы на глубине 430, 500 и 660 км, характеризующие переходную зону между верхней и нижней мантией (см. рис. 3).

Как видно из рис. 7, б наиболее неоднородной является верхняя часть мантии, характеризующейся блоковым строением. Перепады скоростей между блоками составляют от 8.1 до 8.3 км/с. В северной части профиля на глубине 80-100 км выделен слой с пониженной скоростью. С ним связано резкое уменьшение кажущихся скоростей первых волн из ПВ М2 на интервале профиля 300-500 км (см. рис. 5). В южной части профиля на глубине 110-160 км также выделен слой с пониженной скоростью. Ему соответствует затухание первых волн из ПВ М4 на ПК 1600 км (см. рис. 3) и из ПВ М3 на ПК 900 км. Но в данном случае зона пониженных скоростей соответствует нормальной для этих глубин скорости, ограничивая снизу блоки аномально высоких скоростей в самых верхах мантии, непосредственно под границей М.

Для профиля Метеорит характерна не совсем обычная форма сейсмических границ. Границы N1 и N2 в северной части профиля в Енисей-Хатангской зоне залегают на глубине 100 и 160-170 км соответственно, затем достаточно круто, особенно граница N2, поднимаются, и на ПК профиля 2000-2500 км (южная часть Сибирского кратона) их глубина не превышает 90 и 120 км. На пикете 2000 км они снова погружаются под Байкальской рифтовой зоной.

Границы L и Н также несколько поднимаются с севера на юг в интервале ПК 1100-1600 км и затем резко прогибаются под поднятием вышележащих границ (ПК 1600-2200 км).

Подъем глубинных мантийных границ L и H, т.е. увеличение сейсмических скоростей в центре Сибирского кратона, наблюдалось и на других сверхдлинных профилях, например, по профилю Кимберлит, пересекающему профиль Метеорит как раз в центре Сибирского кратона (см. рис. 1) [Павленкова, 2006]. Но резкое погружение этих границ в южной части кратона в сторону Байкальской рифтовой зоны является новым результатом проведенной интерпретации данных по профилю Метеорит. Ранее этот прогиб не отмечался даже по параллельному профилю Рифт [Pavlenkova et al., 2002]. Возможно, это связано с тем, что только на профиле Метеорит самый южный пункт взрыва М4 расположен за пределами кратона в Байкальской зоне. Правда, достоверность построений на больших глубинах в этой части профиля невелика, так как корреляция волн от границ L и Н из этого пункта взрыва ненадежная (см. рис. 2).

Строение переходной зоны между верхней и нижней мантией изучено на профиле Метеорит также только по одному пункту взрыва, ПВ М4. Но волны от трех основных границ этой зоны Р_410, Р₅₂₀ и Р₆₈₀ имеют четкую запись из этого пункта взрыва (см. рис. 2), глубина до них несколько отличается от общепринятой. Кровля переходной зоны, граница Т, залегает глубже, на глубине 430 км; подошва зоны, напротив, имеет меньшую глубину, 660 км. Промежуточная граница выделена на глубине 500 км (см. рис. 3).

Заключение

Как отмечалось выше, данные по этому профилю обрабатывались ранее в Центре ГЕОН [Павленкова, Солодилов, 1997]. Тогда построения были проведены лишь для отдельных границ, и лучевое моделирование не использовалось. Были выделены высокоскоростные блоки в верхах мантии, слой с пониженной скоростью на глубине около 100 км и границы переходной зоны. Но внутреннюю структуру верхней мантии определить тогда не удалось.

Полученные новые данные вдоль профиля Метеорит, в целом, подтвердили общие закономерности в структуре верхней мантии Сибирского кратона, выявленные по другим сверхдлинным профилям. Наиболее резкие изменения скорости наблюдается в верхах мантии, что частично определяется сменой теплового режима. Так, относительно низкие скорости (8.1 км/с) выявлены в районе Байкальского рифта, где тепловой поток достигает значения 80 мВ/м³, что в полтора раза выше, чем в пределах кратона, и в Енисей-Хатангском блоке с тепловым потоком в 50 мВ/м³ [Artemieva, Moony, 2001].

Но блоковой структуре верхов мантии внутри Сибирского кратона невозможно дать такое объяснение. Особенно это относится к высокоскоростным блокам. Не могут они быть связаны и с петрологической неоднородностью вещества, так как мантийные породы разного состава мало различаются по скоростям сейсмических волн [Sobolev, Fuchs, 1993; Kern, 1993]. Можно предложить два возможных объяснения природы этих блоков. Во-первых, повышенными скоростями характеризуются мантийные породы с малым содержанием железа [Deschamps et al., 2002] и тогда формирование этих блоков связано с процессами петрологической дифференциации вещества мантии и выплавки из него материала с большим содержанием железа. Другим возможным объяснением природы высокоскоростных блоков является сейсмическая анизотропия, которая довольно часто отмечается в верхней мантии [Fuchs, 1983; Babushka et al., 1984]. Именно анизотропией скоростей объясняются высокие скорости на границе М, выявленные и в других частях Сибирского кратона [Суворов и др., 1992; Суворов, 1993].

Проблематичной остается природа низкоскоростных слоев в верхней мантии на глубине 100-150 км. Как уже отмечалось, по данным теплового потока мощность литосферы составляет под Сибирским кратоном не менее 250 км, т.е. эти слои не могут быть областями частичного плавления в обычной сухой мантии. Но в работах [Pavlenkova, 1996; Thybo, Perchuc, 1997] высказано предположение, что появление на глубине 100-150 км низкоскоростных слоев может быть связано с концентрацией в них флюидов. Флюиды понижают температуру солидуса и могут привести к частичному плавлению на малых глубинах. Правда, в случае профиля Метеорит существует и более простое объяснение. Возможно это - слои нормальных скоростей, которые подстилают вышележащие блоки аномально высоких скоростей.

Рис. 8. Сопоставление осредненной одномерной модели верхней мантии по профилю Метеорит с обобщенной для всей Земли моделью IASP91

Как и на других сверхдлинных профилях на профиле Метеорит не выделен слой с пониженной скоростью на глубине более 250 км, который по данным геотермии можно было бы связывать с астеносферой. Это хорошо согласуется с петрофизическими данными [Кусков, Кронрод, 2007], по которым под Сибирской платформой предполагается твердофазная астеносфера.

Новой особенностью структуры верхней мантии Сибирского кратона, выявленной профилем Метеорит, является резкое уменьшение скорости с погружением границ L и H в южной части кратона.

В целом, полученная скоростная модель верхней мантии характерна, по всей видимости, лишь для платформенных областей. Это следует из ее сопоставления с обобщенной моделью IASP-91 [Kennet, Engdahl, 1991]. Модель IASP91 отличается от модели Сибирского кратона пониженными скоростями в верхах мантии на глубине 50-200 км и повышенными в ее низах на глубине 250-400 км (рис. 8). Более высокие сейсмические скорости под холодными платформенными областями вполне закономерны, так как модель IASP91 построена, в основном, по данным, полученным в сейсмоактивных регионах, характеризующихся высоким тепловым потоком. Но различие моделей в низах верхней мантии достаточно неожиданное: в областях повышенного теплового потока можно было ожидать пониженных скоростей и в низах верхней мантии. Причины таких расхождений пока не исследованы.

Работа выполнена при поддержке Российского фонда фундаментальных исследований (грант № 09-05-00238-а).

Литература

Алексеев А.С., Гельчинский Б.Я. О лучевом методе вычислений полей волн в случае неоднородных сред с криволинейными границами раздела // Вопросы динамической теории pаспpостpанения сейсмических волн. Т. 3. Л.: Изд-во ЛГУ, 1959. С.11-37.

Винник Л.П., Егоркин А.В. Волновое поле и модели литосферы-астеносферы по данным сейсмических исследований Сибири // Докл. АН СССР. 1979. № 2. С.318-321.

Винник Л.П., Егоркин А.В. Низкоскоростной слой в мантии древних платформ по данным сейсмических наблюдений на длинных профилях // Физика Земли. 1981. № 12. С.12-18.

Егоркин А.В. Строение и свойства верхней мантии // Сейсмические модели литосферы основных геоструктур территории СССР / Ред. С.М. Зверев, И.П. Косминская. М.: Наука, 1980. С.101-180.

Егоркин А.В. Строение земной коры по сейсмическим геотраверсам // Глубинное строение территории СССР / Отв. ред. В.П. Белоусов, Н.И. Павленкова, Г.Н. Квятковская. М.: Наука, 1991. С.118-135.

Егоркин А.В. Многоволновые глубинные сейсмические исследования // Геофизика. 1996. № 4. С.25-31.

Егоркин А.В. Изучение мантии на сверхдлинных геотраверсах // Физика Земли. 1999. № 7/8. С.114-130.

Егоркин А.В., Зюганов С.К., Чернышев Н.М. Верхняя мантия Сибири // Геофизика. 27-й МГК, С.08. М.: Наука, 1984. С.27-42.

Егоркин А.В., Зюганов С.К., Павленкова Н.А., Чернышев Н.М. Результаты исследования структуры литосферы на профилях в Сибири // Геология и геофизика. 1988. № 5. С.120-128.

Егоpкин А.В., Павленкова Н.И., Pоманюк Т.В., Солодилов Л.Н. Структура верхней мантии по пpофилю Байкал-Ямал “Pифт”, полученная с применением мирных ядерных взрывов // Геология и геофизика. 1996. N37. N9. С.66-76.

Кусков О.Л., Кронрод В.А. Состав, температура и мощность литосферы архейского кратона Каапвааль // Физика Земли. 2007. № 1. С.45-66.

Павленкова Г.А., Павленкова Н.И. Результаты совместной обработки данных ядерных и химических взрывов по сверхдлинному профилю “Кварц” (Мурманск-Кызыл) // Физика Земли. 2008. № 4. С.62-73.

Павленкова Г.А., Солодилов Л.Н. Блоковая структура верхов мантии Сибирской платформы // Физика Земли. 1997. № 3. С.11-20.

Павленкова Н.И. О региональной сейсмической границе в самых верхах мантии // Физика Земли. 1995. № 12. С.1-12 .

Павленкова Н.И. Структура верхней мантии Сибирской платформы по данным, полученным на сверхдлинных сейсмических профилях // Геология и геофизика. 2006. Т. 47, № 5. С.630-645.

Сувоpов В.Д. Глубинные сейсмические исследования в Якутской кимберлитовой провинции. Новосибиpск: Наука, Сиб. отд-ние, 1993. 135 с.

Сувоpов В.Д., Паpасотка Б.С., Оськин И.В., Хомяков А.М. Новые сейсмические данные о структуре земной коры Мирнинского кимберлитового поля // Геология и геофизика. 1992. № 8. С.96-101.

Чеpмак В. Геотеpмическая модель литосферы и карта мощности литосферы на территории СССP // Физика Земли. 1982. № 1. С.25-38.

Artemieva I.M., Mooney W.D. Thermal thickness and evolution of Precambrian lithosphere: A global study // J. Geophys. Res. 2001. V. 106 (B8). P.16387-16414.

Babuska V., Рlomerova J., Sileny I. Sрatial variations of Р-residuals and deep structure of the Euroрean lithosрhere // Geoрhys. J. R. Astron. Soc. 1984. V. 79. Р.363-383.

Иerveny V., Pљenиik I. “SEIS83-Numerical Modelling of Seismic Wave Fields in 2-D Laterally Varying Layered Structure by the Ray Method” // Documentation of Earthquake Algorithms, World Data Center A, for Solid Earth Geophys, Ad. by E. R. Engdahl (Boulder, Rep. SE-35, 1983) 1983. P.36-40.

Иerveny V., Molotkov A., Pљenиik I. Ray method in seismology. Praha: Univerzita Karlovo, 1977.

Cipar J.J., Priestley K., Egorkin A., Pavlenkova N. From rift to rift: the Yamal Peninsula - Lake Baikal deep seismic sounding profile // Geophys. Res. Lett. 1993. V. 20. P.1631-1634.

Deschamps F., Trampert J., Snieder R. Anomalies of Temperature and Iron in the Uppermost Mantle Inferred from Gravity Data and Tomographic Models // Phys. Earth Planet. Inter. 2002. V. 129. P.245-264.

Egorkin A.V., Chernyshov N.M. Peculiarities of mantle waves from long-range profiles // J. Geophys. 1983. V. 54. P.30-34.

Egorkin A.V., Zuganov S.K., Pavlenkova N.A., Chernyshev N.M. Results of lithosphere studies from long-range profiles in Siberia // Tectonophysics. 1987. V. 140. P.29-47.

Fuchs K. Recently formed elastic anisotropy and petrological model for the continental subcrustal lithosphere in southern Germany // Phys. Earth Planet. Inter. 1983. V. 31. P.93-118.

Fuchs K. (Ed.) Uррer Mantle Heterogeneities from Active and Passive Seismology. NATO ASI Series (1. Disarmament Technologies - V. 17), Contribution № 336, International Lithosрhere Рrogram. Dordrecht: Kluwer Academic Рublishers, 1997. 366 р.

Kennett B.L.N., Engdahl E.R. Traveltimes for global earthquake location and phase identification // Geophys. J. Inter. 1991. V. 105. P.429-465.

Kern H.M. Physical properties of crustal and upper mantle rocks with regards to lithosphere dynamics and high pressure mineralogy // Phys. Earth Planet. Inter. 1993. V. 79. P.113-136.

Mechie J., Egorkin A.V., Fuchs K., Riberg T., Solodilov L.N., Wenzel F. P-wave mantle velocity structure beneath Northern Eurasia from long-range recordings along the profile QUARTZ // Phys. Earth Planet. Inter. 1993. V. 79. P.269-286.

Morozov I.B., Morozova E.A., Smithson S.B., Solodilov L.N. On the nature of the teleseismic Pn phase observed on the ultralong-range profile “Quartz”, Russia // Bull. Seismol. Soc. Amer. 1998. V. 88. P.62-73.

Pavlenkova G.A., Pavlenkova N.I. Upper Mantle Structure of the Northern Eurasia from Peaceful Nuclear Explosion Data // Tectonophysics. 2006. V. 416. P.33-52.

Pavlenkova G.A., Priestly K., Cipar 2-D model of the crust and uppermost mantle along Rift profile, Siberian craton // Tectonophysics. 2002. V. 355. P.171-186.

Pavlenkova N.I., Egorkin F.V. Upper mantle heterogeneity in the northern part of Eurasia // Phys. Earth Planet. Inter. 1983. V. 33. P.180-193.

Pavlenkova N.I., Pavlenkova G.A., Solodilov L.N. High seismic velocities in the uppermost mantle of the Siberian craton // Tectonophysics. 1996. V. 262. P.51-65.

Sobolev S.V., Fuchs K. Seismic velocities and density in the deep continental lithosphere from the composition of xenoliths // Terra Nova, 5. Abstract suppl. 1 EUG V11. Strasbourg. 1993. P.333-334.

Solodilov L.N. The GEON Centre: 25 years of implementation of PNE in studies of the Earth's deep structure // Fuchs K. (Ed.) Uррer Mantle Heterogeneities from Active and Passive Seismology. NATO ASI Series, Contribution № 336, International Lithosрhere Рrogram. Dordrecht: Kluwer Academic Рubl., 1997. P.1-10.

Thybo H., Perchuc E. The Seismic 8. Discontinuity and Partial Melting in Continental Mantle // Science. 1997. V. 275. P.1626-1629.

Yegorkin (Egorlin) A.V., Pavlenkova N.I. Studies of mantle structure of USSR territory on long-range seismic profiles // Phys. Earth Planet. Inter. 1981. V. 25. P.12-26.

Сведения об авторе

ПАВЛЕНКОВА Галина Александровна - кандидат физико-математических наук, старший научный сотрудник, Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН. 123995, ГСП-5, Москва, Д-242, ул. Большая Грузинская, д. 10, стр. 1. Тел: (499)254-23-27. E-mail: gpavlenkova@ya.ru

Размещено на Allbest.ru