Физика Земли, 2021, № 5, стр. 30-40

ВВЕДЕНИЕ

Изучаемый регион расположен на северо-востоке Балтийского щита и широко известен своей уникальной геологией и, в особенности, своими массивными палеозойскими интрузиями (рис. 1). Согласно государственному докладу о состоянии и использовании минерально-сырьевых ресурсов Российской Федерации, в 2019 г. 97.6% объема добытых редкоземельных элементов обеспечили апатит-нефелиновые руды, добытые на месторождениях Мурманской области в пределах Хибинского и Левозерского плутонов [Министерство...,, 2020]. Относительная легкодоступность содержащегося в них минерального сырья и наличие множества обнажений горных пород позволяют проводить активные геологические и минералогические исследования, а также стимулирует развитие горнопромышленного комплекса. Вместе с тем, формирование подобных структур до сих пор остается под вопросом. Высказываются предположения о мантийной природе содержащегося в них минерального сырья и возможной связи процессов формирования плутонов с плюмовыми явлениями [Kogarko et al., 2010].

Рис. 1.

Схема района исследования и основные магматические комплексы – Хибинский и Ловозерский массивы. На врезке область исследования показана черным прямоугольником. Треугольниками обозначены сейсмические станции Апатиты и Ловозеро.

В течение XX и начале XXI в. проводились междисциплинарные исследования по комплексной реконструкции процесса формирования Хибинского и Левозерского плутонов и создания скоростных моделей строения этих комплексов. Были проведены многочисленные петрографические и минералогические исследования, описывающие около 500 различных минералов и пород плутонов [Елисеев и др., 1937; Коробейников, Павлов, 1990; Pakhomovsky et al., 2002; Yakovenchuk et al., 2010; и др.]. Основным источником геохронологических данных является изотопный анализ пород массивов [Kramm et al., 1993; Kramm, Kogarko, 1994; Amelin, Zaitsev, 2002; Баянова, 2004; Rukhlov, Bell, 2010; Wu et al., 2010; и др.]. В число геофизических методов исследований района входят площадные магнитные и гравитационные съемки. Количество работ, посвященных глубинному строению плутонов относительно невелико, наиболее значительными из них являются [Dricker et al., 1996; Егорова, Павленкова, 2015].

В работе [Dricker et al., 1996] методом продольных функций приемника были получены модели земной коры до границы Мохо. Для этих целей была проанализирована выборка из более чем пятисот оцифрованных аналоговых сейсмограмм телесейсмических событий, зарегистрированных с 1977 г. сейсмической станцией APA (“Апатиты”) (установленной в начале 1960-х гг.). Исследование также включало данные сейсмической станции LVZ (“Ловозеро”) (установленной в 1992 г.). Полученные модели показали скоростную структуру земной коры и характеристики слоя Мохо. Также в работе произведены первые оценки зоны фазовых переходов верхней мантии 410 и 660 км изучаемой области.

Единственным источником данных о скоростном строении подкоровой части литосферы исследуемого региона в настоящий момент являются данные глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). В 1986 г., с использованием химических и ядерных взрывов, был отработан сверхдлинный профиль Мурманск–Кызыл (“Кварц”), общей протяженностью 4300 км, проходящий через изучаемую область. Из-за того, что Хибинский массив находится вблизи северной оконечности профиля, максимальная глубина просвечивания составляет 120–130 км.

Целью представленной работы является исследование скоростной структуры земной коры и верхней мантии северо-восточной части Балтийского щита по данным широкополосных станций Апатиты и Ловозеро (рис. 1). Полученные скоростные модели, возможно, позволят выявить возможные различия в скоростном строении Хибинского и Ловозерского плутонов, а также установить их связь с глубинными мантийными процессами.

ИСТОРИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ИЗУЧАЕМОГО РАЙОНА

Основным источником магматической активности Кольского полуострова является зона Лапландско-Кольско-Беломорской коллизии, которая рассматривается как высокопроницаемый подвижный пояс между Мурманским и Карельским архейскими кратонами [Митрофанов, 2001; Самсонов и др., 2001; Слабунов, 2008]. Основные структуры северо-восточной Фенноскандии сформировались около 1.8 млрд лет назад. С тех пор регион находился в стабильном амагматическом состоянии вплоть до активизации интенсивных плюм-литосферных процессов в позднем палеозое (девон–карбон), что привело к образованию Кольской щелочной провинции [Арзамасцев и др., 2013].

Хибинский и Ловозерский плутоны – магматические комплексы северо-восточной части Балтийского щита, сложенные ультрамафно-щелочными породами. Массивы представляют собой уникальные многофазные структуры, образованные метаморфическими породами Архейского возраста, а также мантийными расплавами. В формировании Хибинского и Ловозерского плутонов можно выделить три характерные стадии: стадия кальдерообразования (405–380 млн лет назад) с частичным субщелочным вулканическим наполнением, основная вулканическая стадия (380–360 млн лет назад) и заключительная стадия (370–360 млн лет назад).

Стадия кальдерообразования соответствует серии разломов неоархейского комплекса (гранодиорит, тоналит, тронджемит) и одновременному подъему по ним ультрамафитовых и щелочных расплавов, образующих Курганскую интрузию, которую называют начальной стадией палеозойской тектономагматической реактивации региона [Arzamastsev et al., 1999].

В ходе основной вулканической стадии произошло формирование кольцевой разломной системы и просадка Хибинского и Ловозерского котлов. В Хибинской и Ловозерской кальдерах сформировались многофазные комплексы ультрамафно-щелочных интрузий с карбонатитами. Завершающая стадия формирования соответствует образованию дайковых роев и диатермий щелочных пикритов, кимберлитов, мелилититов и меланефелинитов.

Исследования [Арзамасцев и др., 2013] установили наличие разделяющего экрана между Хибинским и Ловозерским массивами, скорость сейсмических волн в которых соответствует гранито-гнейсовому составу слагающих пород. Результаты магнитной съемки подтверждают отсутствие петрофизических характеристик нефелиновых сиенитов в зоне сопряжения. Эти данные позволяют предположить, что плутоны автономны до глубины, по меньшей мере, 12.5 км и при формировании, вероятно, имели различные источники питания.

Хибинская интрузия имеет коническую кольцевую структуру, которая сохраняется до глубины 12.5 км. В интервале 5–11 км ее тело сужается, переходя в древний питающий канал диаметром в несколько километров на глубине более 12 км. Его центр смещается на восток в сторону Ловозерского плутона относительно расположения Хибинского на дневной поверхности [Арзамасцев и др., 2013].

ДАННЫЕ И АНАЛИЗ

В работе были использованы сейсмические данные двух широкополосных сейсмических станций Апатиты (APA) и Ловозеро (LVZ) начиная c 2000 г. Станция Ловозеро оснащена датчиком Streckeisen STS-1 с периодом 360 с. Регистрация на станции Апатиты в период с 2000 по 2010 гг. велась с использованием широкополосного датчика Guralp CMG-3T с периодом 120 с, а начиная с 2010 г. с использованием датчика Guralp CMG-3ESPC с периодом 60 с. Обе станции являются постоянными, установленными Геофизической службой РАН с соблюдением необходимых требований к условиям размещения сейсмологического оборудования.

Для восстановления глубинного строения земной коры и верхней мантии исследуемой области был применен метод функций приемника [Vinnik, 1977; Farra, Vinnik, 2000]. Он активно используется при решении задач восстановления глубинного скоростного строения регионов с различным геодинамическим режимом по данным, в том числе одиночных широкополосных сейсмических станций (например, [Schneider et al., 2019; Xuelei et al., 2021]). Метод обычно разделяют на две составляющие, по типам анализируемых обменных фаз – P-функция приемника (или PRF) использует обменные и кратные волны P–S (P_s) и, соответственно, S-функция приемника (или SRF), использующая обменные и кратные волны S–P (S_p). Эффективно дополняя друг друга, вместе они позволяют получить устойчивый скоростной разрез земной коры и верхней мантии. Использование только PRF сопряжено с рядом проблем и, в первую очередь, с риском ложного обнаружения слабоконтрастных мантийных границ. Это связано с тем, что амплитуда обменной волны от сейсмической границы зависит, в первую очередь, от контраста скоростей в выше- и нижележащих слоях. В общем случае скорости в мантии меняются не слишком резко и генерируют обменные волны малых амплитуд. Эти фазы наблюдаются на сейсмограмме позже прихода первых обменных и кратных волн от контрастных границ в коре и существенно зашумляются последними. С целью преодоления этой проблемы в 2000 г. в работе [Farra, Vinnik, 2000] была предложена методика SRF. Ее главным преимуществом является то, что обменные волны S_p наблюдаются на сейсмограмме раньше прихода первой поперечной волны, и, как следствие, волновая картина не осложнена многократными колебаниями. Более того, чем глубже находится граница обмена, тем раньше на сейсмограмме будет наблюдаться обменная волна от нее.

Для получения индивидуальных функций приемника мы использовали подход, многократно апробированный и детально описанный в литературе [Farra, Vinnik, 2000; Vinnik, 1977]. По этой причине мы кратко остановимся только на наиболее важных аспектах методики. В первую очередь, сейсмические события отбираются в соответствии с эпицентральными расстояниями. Для PRF источники возбуждений должны находиться в диапазоне расстояний 40°–100° от приемников, для SRF – 60°–100°. Такие удаления обеспечивают, с одной стороны, достаточную глубину проникновения сейсмических волн для исследования верхней мантии, а с другой – позволяют избежать “зоны тени”. Для получения параметров анализируемых событий (а именно – времени в очаге, глубины и координат) использовался каталог CMT (Global Centroid Moment Tensor Catalog) [Dziewonski et al., 1981; Ekstrom et al., 2012]. Также эмпирически установлено, что события с магнитудой менее 5.5 чрезвычайно редко пригодны для обработки и потому не использовались. Для дальнейшего анализа отбирались события с импульсной формой колебания первой падающей волны (P для PRF и S для SRF) и высоким (более 3) отношением сигнал/шум.

Дальнейший процесс получения функции приемника, в существенной степени, стандартизован. В случае PRF он включает три этапа. Первый – перевод трехкомпонентной (Z, N, E) записи Р-волн от землетрясения в лучевую систему координат (L, Q, T) вращением, где L-компонента соответствует главному направлению движения в продольной волне, а Q и T соответствуют SV- и SH-компонентам. Второй этап – это деконволюция L-, Q-, T-компонент в предположении, что L-компонента является функцией источника, то есть с точностью до нормирующего коэффициента определяется формой P-волны, подошедшей к подошве исследуемой структуры под сейсмической станцией, и минимально зависит от самой структуры. То есть L-компонента в результате деконволюции приближается к стандартному импульсному источнику типа дельта функции. Третий этап – это суммирование всего набора L-, Q-, T-компонент после деконволюции с целью увеличения отношения сигнал/шум. Q-компоненту, полученную таким образом, принято называть наблюденной PRF. Расчет индивидуальных SRF производится аналогично. В первую очередь выполняется переход в лучевую систему координат LAB, где L соответствует направлению движения в обменных P-волнах, A – направлению поляризации в падающей S-волне, B – ортогонально плоскости L–A. Вторым этапом производится деконволюция L-, A- и B-компонент на функцию источника в предположении, что она записана на A-компоненте. Суммирование SRF производится с учетом весовых коэффициентов за уровень шума на каждой из трасс и за отклонение поляризации падающей S-волны от плоскости P–SV. Подробно механизм расчета этих коэффициентов разобран в работе [Vinnik et al., 2016]. В результате применения описанных выше процедур для станции LVZ было получено 220 индивидуальных PRF и 147 индивидуальных SRF; для станции APA – 232 и 122 соответственно.

Одним из важных преимуществ PRF является возможность исследования переходной зоны мантии на глубинах 410–660 км. Чтобы получить времена задержки между обменными волнами P–S на границах 410 и 660, индивидуальные PRF были суммированы с поправками на время вступления (построен стек). Эти поправки предназначены для компенсации зависимости времен пробега обменных фаз от эпицентральных расстояний. Суммированные трассы построены для набора пробных глубин в интервале от 0 до 800 км. Поскольку LVZ и APA расположены относительно близко друг к другу (рис. 1), мы объединили все 452 PRF, чтобы надежно определить времена задержки фаз P410s и P660s (рис. 2). Наши оценки наблюденных времен вступления фаз P410s и P660s составляют 43.6 и 67.6 с соответственно.

Рис. 2.

Стек индивидуальных PRF по всему набору данных обеих станций APA и LVZ. Стрелками указаны обменные волны границы Мохо и зоны фазовых переходов 410–660 км.

Как уже отмечалось, SRF являются эффективным инструментом выявления сейсмических границ в верхней мантии. Для уверенного выявления и анализа мантийных фаз, также как и для PRF, индивидуальные трассы SRF для обеих сейсмических станций были суммированы в стек (рис. 3). Трассы построены для пробных значений дифференциальной медленности в интервале от 0 до 1.0 с/град. Чем глубже граница обмена той или иной фазы, тем выше требуемое значение дифференциальной медленности. Среднеквадратичное значение шума по всем трассам составляет 0.0034. На стеке отчетливо видны основные целевые фазы – коро-мантийный переход (M), граница литосферы–астеносферы (LAB), Леманн (L) и граница 410 км. Амплитуды LAB и L равны 0.0158 и 0.0151 соответственно. Эти значения более чем в четыре раза превышают уровень шума, что позволяет сделать вывод об их отчетливом обнаружении.

Рис. 3.

Стек индивидуальных SRF по всему набору данных обеих станций APA и LVZ. Стрелками указаны обменные волны границы Мохо (M), литосферы–астеносферы (LAB), Леманн (L) и 410 км.

ИНВЕРСИЯ

Для восстановления скоростных разрезов использовалась совместная инверсия PRF и SRF в предположении латерально однородной и изотропной Земли в районе станции. Поиск оптимальных моделей проводится с использованием алгоритма Левенберга–Марквардта [Press et al., 2007]. Синтетические функции приемника вычислялись с использованием матричного алгоритма Томсона–Хаскелла [Haskell, 1962]. Преобразование к “плоской” Земле применялось согласно Бисвасу [Biswas, 1972]. Плотность определяется скоростью продольной волны по закону Берча [Birch, 1961]. Для получения скоростных моделей генерируется множество случайных пробных моделей. Они состоят из тринадцати слоев; свободными параметрами являются: скорость поперечной волны, отношение Vp/Vs и мощность каждого слоя. Для стабилизации инверсии скорости на глубине 300 км фиксируются на значениях согласно IASP91 [Kennett, Engdahl, 1991]. Дополнительными инвертируемыми параметрами, наряду с PRF и SRF, являются невязки времен пробега фаз 410 и 660 км в верхней мантии для продольных и поперечных волн относительно модели IASP91 (Δtp и Δts). Эти параметры рассчитывались по методике, приведенной в работе [Vinnik et al., 2016]. Для получения окончательного распределения варьируемых параметров пространство параметров модели было разбито на ячейки. Окончательное решение представлено как область сгущения минимизированных случайных исходных моделей, синтетические PRF и SRF от которых лучше всего соответствуют наблюденным данным. Полученные апостериорные функции распределения визуализируются с использованием цветовой палитры. Выделяются те ячейки, через которые прошло наибольшее количество отобранных минимизированных пробных моделей. Использованный механизм получения решения обратной задачи подробно описан в работе [Алешин, 2021].

Известно, что функции приемника, состоящие из обменных и кратных волн, характеризуют скоростную структуру того района, где они сформировались. Чтобы сопоставить между собой скоростные структуры областей Хибинского и Ловозерского массивов, а также сравнить их со структурой близлежащей части Балтийского щита, рассчитанные индивидуальные PRF и SRF для каждой из станций были разделены на два комплекта. Первый – с точками обмена внутри плутонов, второй – вне их. Разделение производилось на основе азимутального распределения использованных при обработке событий (рис. 4) и относительного расположения сейсмических станций и изучаемых интрузий. Тем самым было сформировано четыре комплекта данных, которые инвертировались раздельно. В группе функций приемника, характеризующих Хибинский массив, содержится 139 индивидуальных PRF и 65 SRF; Ловозерский массив – 60 PRF и 49 SRF; Балтийский шит по данным станции APA – 93 PRF и 57 SRF; Балтийский шит по данным станции LVZ – 160 PRF и 98 SRF. Для каждого подмножества данных было рассчитано 15 000 случайных пробных моделей. Для получения окончательных скоростных разрезов было выбрано порядка 1% моделей из каждого комплекта, которые лучше всего соответствуют наблюдаемым данным (рис. 5).

Рис. 4.

Азимутальная схема использованных телесейсмических событий для расчета PRF (а), (в) и SRF (б), (г) для станций APA и LVZ соответственно. По осям отложены бэказимуты событий и количество индивидуальных функций приемника. Красным цветом выделены сектора, функции приемника которых характеризуют районы интрузий (Хибинской по данным станции APA, Ловозерской по данным станции LVZ), синие – Балтийского щита.

Рис. 5.

Скоростные модели поперечных волн для станций APA и LVZ. Модели Ловозерского и Хибинского массивов – (а), (б); близлежащих областей Балтийского щита – (в), (г). Цветами показаны поля сгущения индивидуальных минимизированных случайных моделей. Пунктирными линиями показаны медианные модели. Красные линии обозначают границы формирования случайных начальных моделей. Черные линии представляют модель IASP91. Наблюдаемые PRF и SRF показаны синими линиями.

Структура земной коры характеризуется градиентным увеличением скоростей поперечных волн с 3.2 до 3.9 км/с для всех полученных моделей, кроме модели области Хибинского массива (рис. 5б), скоростная структура которого демонстрирует почти стабильную Vs, близкую к 3.8–3.9 км/с. Отличительной особенностью этой модели также является зона пониженных скоростей на глубине от 5 до 11 км, где Vs уменьшается с 3.7 до 3.4 км/с. Граница Мохо для моделей, характеризующих Балтийский щит и Хибинский массив (рис. 5б, 5в, 5г), представляет собой единый раздел на глубине 40 ± 1 км. В модели, относящейся к Ловозерскому массиву, граница Мохо менее контрастна и залегает на глубине порядка 48 км (рис. 5а). В структуре верхней мантии наблюдаются несколько увеличенные (≈2%), по сравнению с моделью IASP91, скорости поперечных волн. Наиболее яркой особенностью строения мантии является наличие зоны пониженных скоростей на глубинах 90–140 км.

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Анализ записей телесейсмических событий, зарегистрированных на широкополосных сейсмических станциях APA и LVZ, позволяет сделать некоторые выводы о глубинном скоростном строении северо-восточной части Балтийского щита. Наблюденные, на основе PRF, времена вступлений P410s и P660s (43.6 и 67.6 с соответственно) на 0.4 с меньше, чем предсказывает референтная модель IASP91, что указывает на незначительное увеличение скоростей в верхней мантии, являющееся характерным для древних тектонических структур, таких как Балтийский щит [Artemieva, 2009].

В строении коры Хибинской интрузии на глубинах 5–11 км выявляется слой пониженных скоростей. С учетом взаимного расположения сейсмической станции APA и Хибинского массива, а также показанного в более ранних исследованиях смещения тела массива в сторону Ловозерской интрузии [Арзамасцев и др., 2013], можно предположить, что обменные волны с глубины более 5 км, образующие PRF и SRF, с большой вероятностью характеризуют скоростную структуру Балтийского щита, а не изучаемого массива. Это предположение подтверждается согласованием скоростных моделей, характеризующих структуру щита и Хибинского массива на основе данных станции APA, начиная с глубины 5 км (рис. 5б, 5г).

На всех моделях выявляется градиентное увеличение скоростей в земной коре. Коромантийный переход на глубине 40 ± 1 км со скачком скоростей Vs с 3.9 до 4.4 км/с установлен для моделей, характеризующих Балтийский щит (рис. 5б, 5в, 5г). На модели, относящейся к Ловозерской интрузии (рис. 5а), глубина залегания границы Мохо составляет порядка 48 км. Полученные результаты, в целом, не противоречат результатам, приведенным в работе [Dricker et al., 1996]. Единственное существенное различие – резкость границы Мохо в районах изучаемых магматических массивов. В работе [Dricker et al., 1996] указано, что переход кора–мантия представляет собой переходную зону, которая начинается на глубине 40 км и имеет мощность порядка 10 км. Это несоответствие можно объяснить отсутствием в работе [Dricker et al., 1996] SRF, стабилизирующего процедуру инверсии, и гораздо большим количеством сейсмических данных, использованных в представленной работе. Резкая граница Мохо выявлена также для близлежащих регионов южной и северной Финляндии [Vinnik et al., 2016].

Наиболее характерной особенностью строения верхней мантии является наличие зоны пониженных скоростей в диапазоне глубин 90–140 км. Природа этой аномалии обсуждается в многочисленных исследованиях (например, [Artemieva, 2011]) и часто связывается с особенностями теплового потока, согласно которым [Artemieva, 2003], мощность литосферы Кольского региона составляет более 225 км. Эта глубина относится к нижней границе зоны пониженных скоростей, образованной частичным подплавом мантийного вещества. С другой стороны, в работе [Thybo, 2006] на основе сейсмических данных показано, что зона пониженных скоростей (или “8-градусная зона”) обычно находится в диапазоне глубин 100 и 150 км, что согласуется с полученными в представленном исследовании результатами. Интерпретация данных профиля ГСЗ “Кварц”, пересекающего исследуемую область, также показывает наличие сейсмических границ на глубинах, близких к 80 и 140 км [Егорова, Павленкова, 2015; Morozova et al., 2000]. Применение метода функций приемника к данным сейсмических станций на юге Финляндии [Vinnik et al., 2016] выявило наличие зоны пониженных скоростей на аналогичных глубинах 70–140 км. Совокупность имеющихся сведений позволяет сделать вывод о том, что слой пониженных скоростей поперечных волн с кровлей на глубине порядка 80 км и подошвой на 140–150 км присутствует, по крайней мере, во всей восточной части Балтийского щита. Вероятным объяснением природы этой зоны может быть высокая пористость и наличие в ней глубинных флюидов [Павленкова, 2020]. Эта интерпретация подтверждается данными электромагнитных исследований, где зона на глубине 100–150 км часто характеризуется повышенной электропроводностью [Jones et al., 2009].

Еще одним важным результатом работы является установленное увеличение мощности земной коры в районе Ловозерского массива. Этот факт может быть объяснен наличием древнего коромантийного канала, питавшего интрузию в процессе формирования. Это свидетельствует в пользу отнесения происхождения Ловозерского плутона к древним плюмовым процессам. Для достоверного подтверждения этой гипотезы необходимо расширение сейсмической сети в районе Хибинского и Ловозерского массивов.