Физика Земли, 2021, № 6, стр. 36-51

1. ВВЕДЕНИЕ

Начиная с позднего юрского периода, тектонические процессы в районе Балканского полуострова (рис. 1) определяются столкновением Арабо-Aзиатской и Европейской плит. Между главными плитами находятся фрагменты континентов, образованные рифтогенезом Пангеи в раннем Мезозое. Альпийский ороген возник в результате столкновения одного из этих фрагментов (Апулийского) с юго-восточной окраиной Европы [Dinter, 1994]. На Балканском полуострове геометрическим местом элементов Альпийского шва считается офиолитовая Вардарская зона. К западу и юго-западу от Вардарской зоны находятся деформированные элементы Апулийского фрагмента – Динарские и Эллинские Альпы. Они простираются параллельно восточному побережью Адриатического моря и представляют краевую часть Эллинской субдукционной системы, активной на протяжении большей части Неогена. Между Карпато-Балканской и Динаро-Эллинской ветвями Альпийского орогена расположены тектонические зоны Родопы, Средна Гора, Стара Планина, Предбалканский надвиг и Мизийская платформа.

Рис. 1.

Расположение сейсмических станций. Тектоническая основа – модификация схемы из работы [Kounov et al., 2018].

Родопский массив граничит на севере с зоной Средна Гора, представляющей часть большого позднемелового магматического пояса, сформированного над погружающейся к северу плитой Нео-Тетиса. В позднемеловое время в этом районе наблюдалась фаза растяжения. В дальнейшем эта зона была вовлечена в альпийскую фазу сжатия вместе с Балканской складчатой зоной к северу. На юге Балканского полуострова выделяют [Burchfiel et al., 2008] Южную Балканскую систему растяжения, которая находится к северу от Северо-Анатолийской разломной зоны и к югу от плохо определенной тектонической границы в северной Болгарии. Кора в этом районе испытала утолщение, нагрев и понижение вязкости. Растяжение доминировало в этом районе, начиная с позднего палеогена и вплоть до голоцена. В настоящее время этот район отделен от более активной зоны растяжения в Эгейском районе к югу от Северо-Анатолийской разломной зоны.

Глубинная структура коры и мантии Балканского полуострова в общих чертах известна по данным геофизических исследований. Глубинным сейсмическим зондированием показано, что мощность коры находится в диапазоне от 30 км для Мизийской платформы до 50 км для массива Родопы [Вольвовский и др., 1985]. Оценки скоростных неоднородностей для P-волн получены до глубины около 250 км [Botev, Spassov, 1990]. Анализом дисперсионных кривых поверхностных волн получены оценки мощности коры и скорости S-волн в верхней мантии до глубины около 300 км [Raykova, Panza, 2015]. Совместным анализом сейсмических и гравитационных данных оценивался рельеф 410-км границы [Yegorova et al., 1998], представляющей кровлю переходной зоны мантии. По оценкам этой работы 410-км плотностная граница под зоной Средна Гора поднята на 50 км относительно нормальной глубины (410 км) в соседних районах. Вопросы строения коры и переходной зоны мантии рассматривались в статьях [Georgieva, 2015; Georgieva, Nikolova, 2013].

Задача нашего исследования заключается в более детальном анализе неоднородностей коры, верхней мантии и переходной зоны мантии Балканского полуострова по сейсмическим данным. Основным инструментом нашего анализа служит метод приемных функций, позволяющий исследовать сейсмические границы и анализировать глубинную структуру с более высоким разрешением, чем это было возможно ранее. Наиболее употребительный вариант этого метода использует приемные функции Р-волн (PRF). Основная трудность использования PRF состоит в том, что проходящие волны Рs от границ в верхней мантии регистрируются почти одновременно с сильными многократно отраженными волнами в коре, играющими роль шума. Эта проблема в принципе решается с помощью SRF – приемных функций S‑волн [Farra, Vinnik, 2000], но в методе SRF есть свои проблемы. Из проходящих волн Sp в методе SRF наибольшую амплитуду имеет волна от границы Мохо. В результате длиннопериодной фильтрации эта волновая форма приобретает боковой лепесток, похожий по времени и амплитуде на волну Sp от границы литосфера–астеносфера (LAB) и вызывающий ошибки интерпретации. Обе проблемы (многократные отражения и боковые лепестки) автоматически решаются при совместном обращении PRF и SRF. Поэтому в применяемой нами версии метода совместно используются приемные функции P- и S-волн. Дополнительно используются волны Рэлея и выполнен анализ азимутальной анизотропии верхней мантии на основе записей волн SKS и SKKS.

2. ПРИЕМНЫЕ ФУНКЦИИ: МЕТОДЫ И СЕЙСМИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ

В нашей работе использованы записи 19 широкополосных сейсмических станций (рис. 1). Станции принадлежат различным сетям и действовали в течение нескольких лет. Около половины станций находятся на территории Болгарии. Эпицентры большинства использованных далеких землетрясений находятся к востоку от Балканского полуострова (рис. 2). Для каждой сейсмической станции построено от 45 до 90 приемных функций продольных (PRF) и от 25 до 50 приемных функций поперечных (SRF) волн на эпицентральных расстояниях от 30° до 90° для PRF и от 65° до 95° для SRF.

Рис. 2.

Эпицентры землетрясений для построения приемных функций P- и S-волн (PRF – квадраты, SRF – кружки).

При построении PRF используется координатная система LQ. Ось L параллельна главному направлению смещений в Р-волне в плоскости распространения волны. Ось Q перпендикулярна к L в той же плоскости. Для подавления шума записи фильтруются низкочастотным фильтром с угловым периодом около 5 с. Волновые формы различных землетрясений стандартизуются с помощью деконволюции во временной области [Berkhout, 1977] и к стандартизованным компонентам для выделения полезных сигналов применяется миграция. Поправки времени при миграции рассчитаны на выделение границ обмена от верхней коры до 800 км.

При построении SRF ось Q параллельна главному направлению смещения в S- волне в плоскости распространения волны. Ось L ориентирована по нормали к оси Q в той же плоскости. Применяемый низкочастотный фильтр имеет угловой период 8 с. Волновые формы, как и в случае PRF, стандартизуются с помощью деконволюции во временной области и выделяются с помощью миграции. Временные поправки при миграции вычисляются как произведение отклонения медленности Sp-волны от медленности S-волны (дифференциальная медленность) и отклонения эпицентрального расстояния от референтного расстояния (дифференциальное расстояние).

Результаты построения PRF показаны на рис. 3. Сейсмические станции разделены на 4 группы: 1 – GRG, KKB, KNT, SKO, VAY; 2 – ALN, EDRB, RZN, PLD; 3 – DJES, MPE+PLVB, TRAN, VTS; 4 – TIRR, PRD, PSN, PVL. Использование групп вместо одиночных станций позволяет повысить отношение сигнал/помеха. Миграция на рис. 3 позволяет наблюдать отчетливые вступления волн P410s и P660s. Стандартная ошибка оценки времени P410s и P660s в группах, оцениваемая методом Бутстрап [Efron, Tibshirani, 1986], составляет около 0.2 с. Стандартные времена вступления этих волн для модели IASP91 [Kennett, Engdahl, 1991] при медленности 6.4 с/° или эпицентральном расстоянии 67° для поверхностного источника составляют 44.0 и 67.9 с, соответственно. Дифференциальное время (интервал между вступлениями волн P660s и P410s) составляет 23.9 с. Времена вступления волн в модели IASP91 служат хорошей аппроксимацией для данных большинства континентальных станций [Chevrot et al., 1999].

Рис. 3.

Миграция PRF. Красными стрелками отмечены вступления P_s-волн от низкоскоростного слоя. Черными стрелками показаны вступления P_s-волн от границы Мохо, 410 и 660-км границ.

Время в группе 1 составляет для P410s и P660s соответственно 43.0 и 68.0 с. Дифференциальное время равно 25.0 с, на 1.1 с больше стандартного времени. Эти данные означают, что 410-км граница приподнята примерно на 10 км, тогда как 660-км граница находится практически на стандартной глубине. В результате дифференциальное время увеличено на величину около 1 с, а время P410s сокращено на такую же величину. Дифференциальное время для второй группы составляет 23.9, т.е. в точности соответствует стандартному значению. Сейсмические фазы P410s и P660s вступают на временах 45.0 и 68.9 с, т.е. с запозданием на 1 с относительно стандартных значений. Запоздание объясняется низкой скоростью волн на глубинах менее 410 км.

Сейсмическую фазу P410s в данных второй группы предваряет фаза с примерно такой же амплитудой и противоположной полярностью. Эта фаза образована на верхней границе низкоскоростного (частично расплавленного) слоя, расположенного над 410-км сейсмической границей. В третьей группе волна P410s не выделяется из-за слабости сигнала, но хорошо выделяется волна от кровли низкоскоростного слоя над 410-км границей на времени 39.0 с. Глубина этой границы составляет около 360 км. Очень похожее волновое поле (волна с отрицательной полярностью при отсутствии P410s) наблюдается на станциях в центральной Анатолии [Vinnik et al., 2014]. Образование низкоскоростного слоя над 410-км границей объясняется дегидратацией при подъеме вещества мантии и фазовом переходе вадслеита в оливин при пересечении 410-км границы [Bercovici, Karato, 2003]. Необычное волновое поле в третьей группе свидетельствует о сложном процессе не только над 410-км границей, но и под ней. Наконец, в 4-й группе выделяются фазы P410s и P660s с дифференциальным временем 23.4 с, на 0.5 с меньше стандартного. Интерпретация этих данных затрудняется сложной волновой формой P660s.

Результаты миграции SRF для четырех групп показаны на рис. 4. Принятое правило знаков требует отрицательной полярности волны Sp, образованной на границе между средами с низкой скоростью S-волн над границей и высокой скоростью под границей. Волна с отрицательной полярностью на времени –3 с образуется на границе Мохо. Предваряющая эту волну фаза с положительной полярностью и меньшей амплитудой представляет боковой лепесток волны от Мохо. На времени около –53 с в приемных функциях выделяется волна с отрицательной полярностью и максимальной амплитудой около 0.03 при медленности 0.4–0.6 с/°. Это – волна Sр, образованная на 410-км границе. Импульс с отрицательной полярностью предваряется в группах 2, 3 и 4 волной со сравнимой амплитудой и положительной полярностью. Мы интерпретируем эту особенность как волну Sp, образованную на дне низкоскоростного слоя в интервале глубин от 450 до 510 км. Большая амплитуда, сравнимая с амплитудой S410p, не позволяет интерпретировать эту волну как боковой лепесток сейсмической фазы S410p. Признаки этого слоя ранее обнаруживались в нескольких других районах (например, [Vinnik et al., 2012]). В нашем случае аномалия переходной зоны мантии находится под Черным морем. Теоретическое время фазы S410p для модели IASP91 на четырех группах составляет –52.3, –52.9, –52.3 и –52.3 с, соответственно. Реальная волна вступает раньше на 0.8, 0.5, 0.8 и 1.5 с. Раннее вступление может вызываться повышенным отношением скоростей продольных и поперечных волн или опусканием на несколько километров 410-км границы [Vinnik et al., 2010].

Рис. 4.

Миграция SRF. Красными стрелками отмечены вступления S_p-волн от низкоскоростного слоя. Черными стрелками показаны вступления S_p-волн от границы Мохо и 410-км границы.

3. СОВМЕСТНОЕ ОБРАЩЕНИЕ PRF, SRF И АНОМАЛИЙ ВРЕМЕНИ ПРОБЕГА P- И S-ВОЛН

Для совместного обращения мы используем ранее описанный метод (например, [Vinnik et al., 2007]). Мы принимаем, что в окрестности сейсмической станции исследуемая среда может быть представлена латерально однородной, изотропной слоистой пачкой. Латеральная неоднородность может быть описана как мозаика однородных блоков. Поиск оптимальных моделей выполняется с помощью итеративной процедуры, сходной с процедурой имитации отжига [Mosegaard, Vestergaard,1991]. Пробные синтетические PRF и SRF для построения целевой функции вычисляются методом Томсона–Хаскелла [Haskell, 1962] с уплощением [Biswas, 1972]. Слоистая пачка обычно состоит из 9 слоев, каждый из которых описывается тремя свободными параметрами: скоростью продольных волн (V_p), скоростью поперечных волн (V_s) и мощностью. Плотность выражается через V_p c помощью закона Берча. Рассматривается несколько произвольно выбираемых начальных моделей, для каждой из которых генерируется итеративная последовательность 10⁵ пробных моделей. Мы принимаем, что скоростные неоднородности мантии находятся на глубинах, не превышающих 300 км. Поэтому значения V_p и V_s на глубине 300 км и глубже закрепляются на параметрах стандартной модели IASP91 [Kennett, Engdahl, 1991]. Последние 5% моделей используются для оценки апостериорного распределения параметров. Мы разбиваем пространство параметров модели на ячейки и представляем результаты обращения количеством попаданий в каждую ячейку.

Приемные функции чувствительны к изменениям скорости с глубиной и в меньшей степени – к абсолютным значениям скорости. Для повышения чувствительности к абсолютным значениям целесообразно совместное обращение приемных функций и независимо измеренных отклонений времени пробега P- и S-волн далеких землетрясений от стандартных значений. Простейший способ оценки аномалий основан на знании, что во многих районах мира основные сейсмические границы в переходной зоне (410- и 660-км) находятся практически на одной и той же глубине. Существенная латеральная неоднородность этих границ известна главным образом в зонах субдукции и горячих точках. Самая большая латеральная неоднородность верхней мантии обычно обнаруживается на глубинах менее 300 км. При этом dTps – отклонение времени прихода Ps-волны, образованной на границе в переходной зоне, от стандартного значения можно представить как dTps = dTs – dTp, где dTs и dTp – искомые телесейсмические аномалии S- и P-волн. Это соотношение можно переписать как

где K – отношение аномалий времени пробега S- и P-волн. Оценки значения K неоднократно обсуждались в литературе (например, [Vinnik et al., 1999]). Большинство опубликованных значений K находится в диапазоне от 3.0 до 4.0. Значительное, порядка 1 с, отклонение дифференциального времени от стандартного значения (23.9) свидетельствует о латеральной неоднородности переходной зоны. В этом случае оценки телесейсмических аномалий времени пробега P- и S-волн можно получить иначе, из наблюдений поверхностных волн Рэлея.

Мы получили оценки аномалий времени пробега для нашей сети с помощью данных о фазовой скорости основной гармоники волн Рэлея в диапазоне периодов от 35 до 150 с [Ritzwoller et al., 2002]. Сходным образом ранее был выполнен анализ наблюдений в районе центрального Анатолийского плато [Винник и др., 2014]. Значения фазовой скорости получены в узлах координатной сетки с шагом 2°. Значения скорости поперечных волн в функции глубины получены для тех же узлов методом [Hermann, Ammon, 2002]. Полученные скоростные разрезы имеют хорошую чувствительность к фазовой скорости до глубины 200 км, т.е. в том диапазоне глубин, где находится литосфера и астеносфера. Телесейсмические аномалии dTs (рис. 5) определяются вычитанием времени для модели IASP91. Аномалия dTp определяется из соотношения dTs/dTp = K.

Рис. 5.

Телесейсмические аномалии dTs (с), полученные по данным работы [Ritzwoller et al., 2002].

Пример совместного обращения приемных функций двух типов и аномалий времени пробега dTs и dTp показан на рис. 6 для станции АLN. Показан на рис. 6а результат обращения без аномалий времени пробега dTs и dTp. В этом случае в разрезе для S-волн выделяется граница LAB на глубине 60 км со скачком скорости S-волн около 0.4 км/с (9%). Нижняя граница низкоскоростного слоя (астеносферы) находится на глубине 100 км. Граница Мохо находится на глубине 30 км. Отношение скоростей V_p и V_s в верхнем 10-км слое коры близко к 1.9. Ширина зеленого коридора для V_p и V_s составляет более 1 км/с. При использовании dTs и dTp (рис. 6б, 6в) ширина зеленого коридора для V_s сокращается в несколько раз, тогда как для V_p она сохраняется без больших изменений. Главные особенности разреза V_s, включающие глубину основных границ и отношение V_p/V_s в верхней коре, сохраняются. Коричневый коридор приобретает более отчетливый характер. Изменение K = dTs/dTp с 3.0 (рис. 6б) до 4.0 (рис. 6в) почти не влияет на результат обращения.

Рис. 6.

Пример обращения приемных функций (станция ALN): (а) – PRF и SRF; (б) – PRF, SRF и аномалии времени пробега, K = 3; (в) – PRF, SRF и аномалии времени пробега, K = 4. Апостериорное распределение V_s, V_p, V_p/V_s показано цветовым кодом. Медианы показаны пунктиром. Границы поиска показаны красными линиями. Значения модели IASP91 показаны черными линиями. Распределение синтетических приемных функций показано тем же цветовым кодом, что и параметры модели. Значения, полученные миграцией реальных данных, показаны пунктиром.

Далее мы рассматриваем на рис. 7 результаты для V_s при K = 3 как наиболее надежные. Область верхней мантии, освещаемая сейсмическими данными, смещена относительно станции на северо-восток на расстояние около 100 км. Станция SKO представляет исключение, так как в этом случае сейсмические источники находятся преимущественно к западу от станции. В первую группу полученных моделей входят разрезы V_s для станций GRG, KKB, KNT, SKO, VAY (рис. 7а) в юго-западной части района исследований. Граница Мохо для всех разрезов этой группы находится на глубине 28–30 км. LAB находится на глубине 40, 55, 60, 55 и 40 км соответственно. Скорость S-волн в астеносфере составляет 4.0–4.2 км/с, на 7–9% ниже стандартной величины IASP91. Вторую группу образуют разрезы для станций ALN, EDRB, RZN, PLD (рис. 7б) в юго-восточной части района. Глубина границы Мохо во всех разрезах составляет 30 км. LAB находится на глубине 40 км (ALN), 58 км (EDRB), 50 км (RZN) и на неопределенной глубине (станция PLD). В случае станции PLD о глубине LAB трудно судить, так как низкая скорость S-волн, характерная для астеносферы (4.1 км/с), наблюдается непосредственно под границей Мохо. Разрезы 3‑ей группы (станции DJES, MPE + PLVB, TRAN, VTS, рис. 7в) характеризуют северо-западную часть района. Граница Мохо находится на глубине 50, 28, 40 и 35 км соответственно. LAB выделяется только на станции TRAN на глубине 85 км. В остальных разрезах верхней мантии не наблюдаются существенные изменения скорости S-волн с глубиной и скорость волн от границы Мохо до глубины 200–300 км находится в литосферном диапазоне значений (4.4–4.5 км/c). Четвертая группа разрезов (станции TIRR, PRD, PSN, PVL, VRI, рис. 7г) находится в северо-восточной части района. Граница Мохо находится на глубинах 30, 32, 47, 30, 35 км соответственно. Отмечается странность в положении границы Мохо на станции PSN (47 км): на соседних станциях (TIRR, PRD, PVL) наблюдаются значительно меньшие глубины. На глубине 140 км под станцией PSN происходит возрастание V_s от 4.4 до 4.7 км/с. На станции VRI наблюдается резкий рост V_s на 1 км/с на глубине 20 км, и постепенный рост на глубине 35–40 км. На глубине 90 км наблюдается резкий скачок V_s от 4.4–4.5 км/с до 4.8 км/с. На ряде станций, независимо от группы, наблюдается возрастание V_p/V_s в верхней и средней коре до 1.9–2.0 и более: ALN, EDRB, GRG, KNT, SKO, DJES, VTS, PVL и др. Типичным примером может служить станция ALN (рис. 6).

Рис. 7.

(а) – Скоростные разрезы для S-волн для первой группы станций – GRG, KKB, KNT, SKO, VAY. Апостериорное распределение V_s показано цветовым кодом. Медианы показаны пунктиром. Границы поиска показаны красными линиями. Значения модели IASP91 показаны черными линиями. Синими и красными стрелками отмечены границы Moho и LAB. Распределение синтетических приемных функций показано тем же цветовым кодом, что и параметры модели. Значения, полученные миграцией реальных данных, показаны пунктиром; (б) – то же самое для группы 2 – станции ALN, EDRF, PLD, RZN; (в) – то же самое для группы 3 – станции DJES, MPE+PLVB, TRAN, VTS.; (г) – то же самое для группы 4 – TIRR, PRD, PSN, PVL, VRI.

Рис. 7.

Продолжение.

Рис. 7.

Окончание.

4. АЗИМУТАЛЬНАЯ АНИЗОТРОПИЯ

Исследование неоднородности мантии Балканского полуострова дополнено анализом азимутальной анизотропии, частично с использованием той же сейсмической сети. Из-за низкого качества записей несколько станций замещены новыми. В табл. 1 приведены параметры использованных записей и полученные результаты, которые также показаны на рис. 8. Пример анализа записей показан на рис. 9. В случае азимутальной анизотропии поперечная волна расщепляется на две ортогонально поляризованные квазипоперечные волны. При этом поляризация квазипоперечных волн определяется упругими модулями среды, в которой распространяется поперечная волна. Основным минералом, от которого зависит расщепление поперечной волны в верхней мантии, является оливин. Записи волн SKS и SKKS используются для определения α и δt – направления поляризации быстрой расщепленной волны и времени запаздывания медленной расщепленной волны [Винник и др., 1984]. Полученные оценки азимутальной анизотропии характеризуют область в радиусе нескольких десятков километров от станции.

Рис. 8.

Результаты измерения азимутальной анизотропии. Для каждой станции показан азимут поляризации быстрой волны и запаздывание медленной волны.

Рис. 9.

(а) – R- и T-компоненты записи землетрясения 02.12.2014 г. на станции ММВ. Вертикальными линиями показан интервал анализа волны SKS, вверху – траектория движения; (б) – изолинии значений целевой функции для станции MMB по 7 событиям (α = 20°, δt = 1.1 с).

Наши оценки получены методом [Vinnik et al., 1989], предполагающим поперечно-изотропную модель с горизонтальной осью симметрии. Параметры анизотропии определяются минимизацией целевой функции, представляющей средний квадрат разности наблюденной T-составляющей SKS или SKKS и теоретической T-cocтавляющей, синтезированной по наблюденной радиальной (R) составляющей. Оптимальные параметры α и δt определяются в результате перебора всех возможных значений в узлах плотной сетки и для всех записей SKS и SKKS с приемлемо низким уровнем шума. Стандартная ошибка оценки быстрого направления по одной записи хорошего качества составляет около 10°, но мы, как правило, используем несколько записей одной станции и получаем меньшую погрешность.

Результаты анализа (рис. 8) показывают, что по направлению поляризации быстрой волны станции разделяются на две группы. В южной группе (станции ALN, EDRB, JMB, KAVA, KDZ, MMB, RZN) азимут α составляет около 20°. На большинстве остальных станций, находящихся преимущественно к северу и западу от первой группы (станции DJES, ELND, LOZB, PLVB, PRD, RASG, SKO, VTS1, VAY), азимут α составляет около –30°. Разделение станций на две группы напоминает зональность по величине скорости S-волн в верхней мантии. Быстрое направление около 20° характерно для станций в районе Южной Балканской системы растяжения с низкой скоростью поперечных волн. Верхняя мантия в этом районе должна легко деформироваться и азимут поляризации быстрой волны может указывать направление растяжения. Быстрое направление около –30° приурочено к высокоскоростной зоне.

5. ОБСУЖДЕНИЕ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Наш анализ обнаруживает поднятие 410-километровой сейсмической границы в районе Родоп на ~10 км. Поднятие могло произойти в результате понижения температуры или гидратации [Karato, 2011] переходной зоны мантии. Понижение температуры, необходимое для поднятия границы на 10 км, составляет около 100°С. Эллинская зона субдукции с простиранием вдоль Адриатического побережья ориентирована благоприятно для перемещения холодного материала литосферы на 200–300 км к востоку, где понижение температуры в переходной зоне проявляется в сейсмических данных.

Второе заслуживающее внимания наблюдение связано с низкоскоростным слоем непосредственно над 410-км границей. Происхождение этого слоя связывают с поднятием вещества мантии, при котором происходит фазовый переход вадслеита в оливин, сопровождаемый высвобождением воды и частичным плавлением [Bercovici, Karato, 2003]. Нормальная структура перехода иллюстрируется данными группы станций ALN, EDRB, RZN, PLD на юго-востоке района исследований (рис. 7б). В этом случае сейсмическую фазу P410s с положительной полярностью предваряет такая же фаза, но с отрицательной полярностью. Это и есть волна от верхней границы частично расплавленного слоя. Необычную картину представляет фазовый переход в районе станций DJES, MPE + PLVB, TRAN, VTS. В этом случае хорошо наблюдается фаза с отрицательной полярностью, но отсутствует нормальная волна P410s c положительной полярностью, хотя обе фазы связаны и должны существовать одновременно. Аналогичная аномалия обнаружена на станциях центральной Анатолии [Винник и др., 2014].

Еще одно заслуживающее внимания наблюдение сделано при анализе записей волны S410p. В этом случае наблюдается волна-предвестник S410p c противоположной полярностью (рис. 4). Для объяснения этого предвестника следует предположить существование низкоскоростного слоя в интервале глубин от 450 до 510 км. Авторы работы [Keshav et al., 2011] cообщали о резком падении температуры солидуса карбонатной мантии при давлениях, соответствующих этому слою. 520-км граница, происхождение которой имеет дискуссионный характер, может соответствовать подошве этого слоя [Vinnik et al., 2012].

Совместное обращение приемных функций двух типов (P и S) и фазовых скоростей волн Рэлея обнаруживает сильное (7–9%) понижение скорости S-волн в верхней мантии южной Болгарии и северной Греции. По тектоническим признакам область низкой скорости характеризуется как система растяжения [Burchfiel et al., 2008], а понижение скорости поперечных волн может быть вызвано частичным плавлением при декомпрессии. Мощность частично расплавленного слоя (астеносферы) составляет около 50 км. Граница литосферы и астеносферы (LAB) выделяется на глубинах от 40 до 60 км. Другими словами, частичное плавление мантии может происходить вблизи от границы Мохоровичича. Севернее 43° N скорость S-волн в верхней мантии, как правило, составляет не менее 4.4 км/с и LAB не выделяется или выделяется значительно глубже, чем на юге. В частности, понижение скорости S- волн, характерное для астеносферы, не обнаруживается на станциях DJES, TIRR и VTS или выделяется на глубине 85 км (станция ТRAN) и на глубине 200 км (станция VRI).

Выполненный нами анализ азимутальной анизотропии методом SKS обнаруживает в верхней мантии зональность, сходную со скоростной зональностью. В южной группе станций азимут поляризации быстрой волны α составляет около 20°. На большинстве остальных станций азимут α составляет около –30°. Большая часть группы южных станций находится в районе, который по тектоническим признакам характеризуется как система растяжения. Верхняя мантия этого района находится в состоянии частичного плавления. Азимут поляризации быстрой волны в этом районе вероятно характеризует главное направление растяжения. Вторая группа станций находится в зоне влияния Мизийской платформы с мощной литосферой. Сходная ориентация анизотропии была ранее обнаружена в соседних районах Восточно-Европейской платформы [Dricker et al., 1999]. Для лучшего понимания динамики этих районов следует изучить анизотропию как функцию глубины.