Физика Земли, 2022, № 6, стр. 3-11

ВВЕДЕНИЕ

Байкальская рифтовая зона (БРЗ), расположенная между Сибирским кратоном и Саяно-Монгольским складчатым поясом (рис. 1), представляет уникальное природное образование. Она принадлежит к числу наиболее активных континентальных рифтов. Озеро Байкал, занимающее около трети территории БРЗ, считается самым глубоким в мире (1620 м). Происхождение БРЗ имеет дискуссионный характер. Для понимания геодинамических процессов в БРЗ предпринимались неоднократные попытки исследовать структуру подстилающей мантии (например, [Zhao et al., 2006]), но с переменным успехом. Ряд исследователей, (например, авторы работы [Zorin et al., 1993]) интерпретировали молодой вулканизм на территории БРЗ как эффект мантийного плюма. Другие, (в частности, авторы работы [Molnar, Tapponnier, 1975] , связывали) происхождение БРЗ с воздействием отдаленных процессов, таких как столкновение Индии с Евразией.

Рис. 1.

Карта Байкальской рифтовой зоны с сейсмическими станциями (треугольники) и эпицентрами использованных землетрясений (вставка). Штриховыми линиями показана граница БРЗ.

Авторы работы [Liu, Gao, 2006] для решения этого вопроса использовали приемные функции продольных волн (PRF) далеких землетрясений, записанных сейсмической станцией ТLY на юго-западе БРЗ (рис. 1). При этом был сделан вывод, что 410-км сейсмическая граница (верхняя граница переходной зоны) поднята в районе TLY относительно номинального значения (410 км) на 47 км. При идентификации сейсмических фаз P410s или P660s в качестве проходящих обменных волн P_s принимались колебания с наибольшей амплитудой в окне шириной 7 с и центром на теоретическом времени вступления волны P410s или Р660s (IASP91 [Kennett, Engdahl, 1991]). Насколько велико возможное отличие теоретического времени в модели IASP91 от реального времени и относятся ли выделенные таким способом колебания к сигналу или шуму остается не вполне ясным. Неизвестна также топография глубоких мантийных границ в БРЗ на удалении от станции ТLY.

Одна секунда ошибки в оценке времени пробега проходящей обменной волны соответствует приблизительно 10 км в оценке глубины границы обмена. Поднятие 410-км границы на 47 километров требует понижения температуры в переходной зоне мантии на величину порядка 500°С. Эту температурную аномалию трудно совместить с представлением о мантийном термальном плюме как причине образования БРЗ.

В нашей работе проделан независимый анализ приемных функций продольных волн (PRF) для 10 сейсмических станций, находящихся в различных частях БРЗ (рис. 1).

АНАЛИЗ PRF: МЕТОД И РЕЗУЛЬТАТЫ

Приемные функции вычисляются в координатной системе LQ, где ось L соответствует главному направлению смещений в P-волне, а ось Q перпендикулярна L в плоскости распространения волны. Для стандартизации волновых форм различных землетрясений Q составляющие преобразуются деконволюцией во временной области. Для большинства записей применяется низкочастотный фильтр Баттерворта с угловым периодом 5 с. На станциях MOY и ZAK применялся фильтр с угловым периодом 6 с, на станции TRG – с периодом 7 c. Общее число использованных PRF составляет около 800, в среднем около 80 для одной станции (таблица). Эпицентры использованных землетрясений находятся преимущественно к юго-востоку от БРЗ в азимутальном секторе от 120 до 210 градусов (рис. 1) и в диапазоне эпицентральных расстояний от 30 до 90 градусов. Стандартизованные Q-составляющие интерпретируются как обменные проходящие волны и суммируются с временными поправками (move-out corrections), компенсирующими зависимость времени пробега обменной волны от глубины границы. Суммарные трассы для каждой станции строятся для пробных значений глубины границы обмена от 0 до 800 км (рис. 2). Наибольшие амплитуды обменной волны при таком суммировании ожидаются на трассах, рассчитанных для глубин, близких к реальной глубине границы.

Рис. 2.

Результаты суммирования приемных функций с временными поправками для станций: (а) – TLY, ZAK, UUD, MXM, YLY; (б) – ORL, MOY, IRK, TRG, KEL. Стрелки показывают вступления волн P410s и P660s (сплошные) и предвестников P410s с положительной полярностью (штриховые).

В суммарных приемных функциях (рис. 2) систематически выделяются волны, образованные обменом волн Ps на границе Мохо и на глубинах около 410 км и 660 км (сейсмические фазы P410s и P660s). Кроме того на половине суммарных приемных функций (TLY, ZAK, UUD, MXM, YLY) вступления волны P410s предваряются однотипными импульсами с положительной полярностью, которые опережают волну P410s приблизительно на 8 с. Амплитуда этой волны-предвестника близка к амплитуде P410s (в среднем около 0.035 или 3.5% от амплитуды P-волны), но иногда превышает амплитуду P410s (на станциях МХМ и YLY). Приемные функции, содержащие описанный выше предвестник, и данные остальных станций разделены на рис. 2 на две группы, каждая из которых содержит приемные функции 5 станций. Примечательно, что суммирование приемных функций MXM, TLY, UUD, YLY, ZAK (рис. 3) не увеличивает отношение сигнал/шум для предвестника волны P410s. По-видимому, граница, на которой формируется предвестник, сильно меняется по латерали.

Рис. 3.

Приемные функции для пробной глубины 400 км (сплошные цветные) для станций TLY, ZAK, UUD, MXM, YLY. Штрихом показана суммарная PRF для пробной глубины 400 км.

Другой метод анализа приемных функций состоит в объединении сейсмических станций в группы и совместном суммировании индивидуальных PRF нескольких различных станций. При выделении слабых волн этот метод может обеспечить высокое отношение сигнал/помеха. Рисунок 4 показывает проекции на поверхность Земли точек пересечения лучей волн P410s и Р660s с границами на глубине 410 и 660 км. Точки пересечения с каждой из границ образуют две группы. Для построения каждой группы использованы приемные функции 5 станций: ORL, MOY, TLY, ZAK, IRK (первая группа) и TRG, KEL, MXM, UUD, YLY (вторая группа).

Рис. 4.

Проекции на поверхность Земли точек пересечения лучей волн P410s и Р660s с границами на глубине 410 (а) и 660 км (б). Точки пересечения для станций ORL, MOY, TLY, IRK, ZAK показаны залитыми кружками, для TRG, KEL, MXM, UUD, YLY − пустыми кружками.

Из рис. 4 следует, что данные первой группы освещают мантию юго-западного района БРЗ. Лучи второй группы освещают центральную и северо-восточную часть. Рисунок 5 показывает, что в центральном и северо-восточном районе вступления волны P410s предваряются отчетливой волной с отрицательной полярностью и амплитудой, сравнимой с амплитудой P410s. Эта волновая форма означает, что непосредственно над 410-км границей в центральном и северо-восточном районе находится слой низкой скорости поперечных волн мощностью около 50 км. Юго-западный сегмент БРЗ отличается практическим отсутствием предвестника волны P410s с отрицательной полярностью (рис. 5). Отсутствие предвестника означает отсутствие или слабость низкоскоростного слоя в интервале глубин от 350 до 410 км.

Рис. 5.

Результаты суммирования PRF c временными поправками, рассчитанными для глубины обмена от 0 до 800 км (а) и для значений медленности от +0.1с/град до –0.2 с/град (б). Выделенные стрелками сейсмические фазы P410s, P660s и их предвестники отмечены на трассах с наибольшей амплитудой сигнала. Волны-предвестники с отрицательной полярностью отмечены штриховыми стрелками.

Отчетливый предвестник предваряет на рис. 5 также волну P660s, образованную Ps-обменом на нижней границе переходной зоны в центральном и северо-восточном районе БРЗ. Волна-предвестник имеет отрицательную полярность, амплитуду, близкую к амплитуде P660s, и опережает P660s на 5 с. В данных первой группы этот предвестник не выделяется. Отрицательная полярность предвестника P660s свидетельствует о пониженной скорости поперечных волн в слое непосредственно над 660-км границей под центральным и северо-восточным районами БРЗ. Сходные наблюдения существуют для южной Африки [Shen, Blum, 2003] и Китая [Shen et al., 2008]. Понижение скорости составляет около 3%. Практическое отсутствие предвестника в приемных функциях первой группы свидетельствует об отсутствии или слабости понижения скорости в мантии юго-западного района.

В другой версии этого метода сдвиги каждой трассы по времени определяются через медленность (величина, обратная скорости). Используются значения медленности в диапазоне от –0.20 до 0.10 с/град с интервалом 0.05 с/град (рис. 5б). Оптимальное значение медленности (максимальное значение амплитуды сигнала) составляет –0.15 с/град для P660s, –0.10 с/град для P410s, 0.00 с/град для предвестника P410s и –0.05 с/град для предвестника P660s.

Наша интерпретация волн-предвестников основана на модели, предполагающей, что предвестники сформированы обменными проходящими волнами Ps. Кроме них на записях могут присутствовать многократные отраженные волны, например, за обменной волной от границы Мохо обычно следует продольная волна, сначала отраженная от свободной поверхности Земли, а затем отраженная и обменная от границы Мохо. Появление волн такого типа на временах от 40 с до 60 с требует сильных отражающих границ на глубине более 100 км. Однако обращение приемных функций P- и S- волн для станций БРЗ [Винник и др., 2017] не обнаруживает таких границ. Рассматриваемые фазы на станциях БРЗ являются простыми однотипными импульсами, не характерными для многократных отражений. Обменные волны и многократные отражения могут существенно отличаться также лучевыми параметрами. По совокупности признаков наша интерпретация предвестников более правдоподобна, чем сейсмическая реверберация.

ОБСУЖДЕНИЕ И ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате проделанного анализа приемных функций в районе БРЗ мы выделили три разновидности волн-предвестников сейсмических фаз P410s и Р660s.

На половине сейсмических станций (TLY, ZAK, UUD, MXM, YLY) отчетливо выделяется волна-предвестник сейсмической фазы P410s. Номинальное время волны P410s в модели IASP91 cоставляет 44.0 с. Волна-предвестник с положительной полярностью вступает на пяти упомянутых станциях на времени от 35.3 до 39.2 с. Следует заметить что амплитуда предвестника измерена только для самых сильных сигналов. Амплитуда предвестника в среднем вероятно близка к амплитуде волны P410s (0.015) или 1.5% от амплитуды P, но иногда превышает эту амплитуду (см. приемные функции для станций МХМ и YLY на рис. 2).

Мы интерпретируем предвестник волны P410s как обменную волну того же типа, что и P410s, но с обменом на глубине около 330 км. В литературе похожая граница упоминается под названием граница “Х” или “300-км” граница (например, в работах [Williams, Revenaugh, 2005; Jakobsen et al., 2010]). Eе обнаруживают преимущественно под континентами и островными дугами. Опубликованные оценки глубины этой границы имеют разброс в интервале от 250 км до 350 км. Происхождение границы связывают с фазовым переходом коэсит – стишовит в свободном кремнеземе SiО₂ [Williams, Revenaugh, 2005] или формированием стишовита из клинопироксена, содержащего избыточное количество SiО₂. Накопление свободного кремнезема (базальта) в переходной зоне может происходить в процессе субдукции океанической литосферы. Для реалистического содержания кремнезема SiО₂ возрастание скорости поперечных волн при переходе коэсит – стишовит может составлять 1–2.5% [Williams, Revenaugh, 2005]. Это значение сопоставимо с возрастанием, необходимым для объяснения наблюдаемой нами амплитуды предвестника. Глубина границы Х может служить чувствительным индикатором содержания воды [Jakobsen et al., 2010].

Высокое отношение сигнал – помеха имеют результаты объединения сейсмических станций в группы и суммирования индивидуальных приемных функций с временными поправками. Результаты суммирования приемных функций двух групп станций, состоящих из пяти станций каждая, ORL, MOY, TLY, ZAK, IRK и TRG, KEL, MXM, UUD, YLY показаны на рис. 5. Записи первой группы освещают юго-западный район БРЗ, записи второй группы – центральный и северо-восточный районы. В центральном и северо-восточном районах вступления волны P410s предваряются волной-предвестником с отрицательной полярностью и амплитудой, сравнимой с амплитудой P410s. Эта волновая форма означает, что непосредственно над 410-км границей находится слой с низкой скоростью поперечных волн. Мощность слоя составляет около 50 км. Таким образом, в интервале глубин от приблизительно 330 до 360 км присутствуют по меньшей мере две границы, на одной из которых (предположительно фазовом переходе от коэсита к стишовиту) скорость поперечных волн возрастает, а на второй падает с глубиной. Записи первой группы станций освещают юго-западный район БРЗ, где предвестник P410s не наблюдается. Результаты нашего анализа означают, что в этом районе практически отсутствует низкоскоростной слой, характерный для центрального и северо-восточного районов.

Предполагаемая природа границы на глубине около 360 км, где скорость поперечных волн падает с глубиной, принципиально отличается от границы коэсит − стишовит на глубине около 330 км. Происхождение низкоскоростного слоя можно объяснить подъемом вещества мантии из переходной зоны в верхнюю мантию и фазовым переходом вадслеита в оливин на глубине 410 км [Bercovici, Karato, 2003]. При этом переходе высвобождается вода, которая понижает солидус оливина на несколько сотен градусов С и вызывает частичное плавление, сопровождаемое понижением скорости поперечных волн. Таким образом, сейсмические данные позволяют предполагать восходящее течение мантии из зоны фазовых переходов в верхнюю мантию в центральном и северо-восточном районах БРЗ, но это явление не наблюдается в юго-западном районе БРЗ.

Сейсмические данные обнаруживают также сильный предвестник волны P660s, образованный Ps-обменом в нижней части переходной зоны. Волна-предвестник имеет отрицательную полярность, амплитуду, близкую к амплитуде волны P660s, и опережает P660s на несколько секунд. Предвестник выделяется в результате суммирования приемных функций второй группы (TRG, KEL, MXM, UUD, YLY) и не выделяется в данных первой группы. Отрицательная полярность предвестника свидетельствует о пониженной скорости поперечных волн на глубинах от 500–600 км до 660 км под центральной и северо-восточной частью БРЗ. Понижение скорости составляет около 3%. Аналогичная скоростная аномалия отсутствует в юго-западном районе БРЗ. Эти данные в общих чертах согласуются с идеей работы [Irifune, Ringwood, 1993] o том, что в зонах субдукции на глубинах от 650 до 750 км бывшая базальтовая кора имеет на 0.15 г/см³ меньшую плотность, чем пиролит. Поэтому некоторые плиты океанической литосферы не могут преодолеть барьер на глубине около 650 км и стагнируют в переходной зоне. Этот процесс приводит к образованию в переходной зоне слоя бывшей базальтовой коры (гарнетита), в котором скорость поперечных волн может быть понижена по сравнению с пиролитом [Shen, Blum, 2003]. Стагнирующие в переходной зоне океанические литосферные плиты обнаружены на большой территории восточной Азии [Fukao, Obayashi, 2013].

Анализ времени вступления волн P410s и P660s на станциях БРЗ позволяет рассмотреть вопрос о глубине 410-км и 660-км границ. Особый интерес представляет разность времени пробега волн P660s и P410s, так как дифференциальное время зависит практически только от разницы в глубине границ и не чувствительно к скоростным неоднородностям на глубинах менее 410 км. Дифференциальное время для первой (юго-западной) группы станций (23.5 ± 0.2 с) близко к номинальному значению для модели IASP91 (23.9 c). Это сходство позволяет предполагать, что обе границы находятся близко к номинальной глубине. Времена вступления P660s и P410s равны 69.1 с и 45.1 с, соответственно, и обе волны запаздывают. Обе волны запаздывают по отношению к номинальным значениям на 1.2 с и 1.6 с, соответственно. Запаздывание легче всего объясняется низкой скоростью волн в верхней мантии юго-западного района БРЗ. Низкая скорость в верхней мантии этого района известна независимо по данным сейсмической томографии [Wu et al., 2021].

Дифференциальное время для второй группы станций (25.0 ± 0.2 с) на 1.1 с больше номинального времени в модели IASP91. Соответствующее увеличение ширины переходной зоны составляет около 10 км. Оно может означать пониженную на величину порядка 100°С температуру в переходной зоне и/или повышенное содержание воды. Эти особенности трудно совместить с представлениями о термальном плюме как причине образования Байкальского рифта. Пониженная температура и повышенное содержание воды могут быть связаны с субдукцией и присутствием в центральной и восточной частях БРЗ стагнирующей океанической литосферы. Понимание процессов в мантии юго-западного района БРЗ может потребовать других моделей.