1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Геомагнетизм и аэрономия
  4. T. 59, № 6, 2019

Геомагнетизм и аэрономия, 2019, T. 59, № 6, стр. 810-818

Параметры магнитоактивного слоя литосферы для профиля Сибирская платформа–Забайкалье по данным модели WDMAM 2.0

А. И. Середкина 1, 2, *, С. В. Филиппов 2, **

1 Институт земной коры СО РАН (ИЗК СО РАН)
г. Иркутск, Россия

2 Институт земного магнетизма, ионосферы и распространения радиоволн им. Н.В. Пушкова РАН (ИЗМИРАН)
г. Москва, г. Троицк, Россия

* E-mail: ale@crust.irk.ru
** E-mail: sfilip@izmiran.ru

Поступила в редакцию 26.02.2019
После доработки 16.04.2019
Принята к публикации 23.05.2019

Полный текст (PDF)

Аннотация

В работе представлены результаты определения глубин центра масс, верхней и нижней границ магнитоактивного слоя вдоль меридионального профиля, начинающегося на Сибирской платформе (60° N, 113° E) и заканчивающегося в Забайкалье (50° N, 113° E). Расчеты проводились на основании анализа азимутально-усредненных Фурье-спектров мощности литосферного магнитного поля Земли, заданного глобальной моделью WDMAM 2.0. Полученные оценки показали, что глубина верхней границы магнитоактивного слоя вдоль выбранного профиля составляет ~2.0 км, а глубины центра масс и нижней границы уменьшаются в южном направлении от 16.6 и 37.4 км до 13.6 и 25.0 км соответственно. Сопоставление параметров магнитоактивного слоя с глубинным строением литосферы исследуемой территории и распределением глубин гипоцентров землетрясений позволило установить, что для Северо-Муйского района Байкальского рифта магнитоактивный слой приблизительно совпадает с сейсмоактивным слоем. Магнитоактивный слой вдоль всего профиля расположен в пределах земной коры, а его мощность прямо пропорциональна толщине литосферы и обратно пропорциональна температуре верхней мантии. Полученные результаты согласуются с гипотезами пассивного образования Байкальского рифта и представляют интерес для дальнейших работ по геолого-геофизическому изучению данного региона, в частности, для определения теплового потока и построения обоснованных моделей эволюции литосферы.

1. ВВЕДЕНИЕ

Одним из геофизических полей, широко используемых для изучения глубинного строения Земли, является аномальное, или литосферное, геомагнитное поле. Так называют ту часть геомагнитного поля, источники которого расположены в коре и верхней мантии до глубин, где температура достигает температуры точки Кюри. С увеличением глубины и температуры ферромагнитные горные породы переходят в парамагнитное состояние [Яновский, 1978]. При этом температура точки Кюри существенно зависит от состава магнитных минералов. Так, для чистого магнетита она составляет 580°С [Hurt et al., 1995] и может уменьшаться до 150–200°С при увеличении содержания титана в титаномагнетите [Nozharov and Veljovich, 1983; Stacey and Banerjee, 1974] и увеличиваться до 620°–1100°С в ультраосновных породах, подвергшихся частичной серпентинизации [Haggerty, 1978].

В последние десятилетия был накоплен большой объем данных разновысотных геомагнитных съемок и построены достаточно детальные глобальные модели литосферного геомагнитного поля [Dyment et al., 2015; Khorhonen et al., 2007; Lesur et al., 2016; Maus et al., 2009]. На основе ранее разработанных методов обработки и интерпретации геомагнитных данных [Bansal et al., 2011; Bouligand et al., 2009; Ravat et al., 2007; Spector and Grant, 1970; Tanaka et al., 1999 и др.] был проведен анализ этих и других региональных моделей и определены глубины центра масс, верхней и нижней границ магнитоактивного слоя (МАС) как для отдельных областей [Цветков и др., 2018; Bansal et al., 2013; Hsieh et al., 2014; Li and Wang, 2016; Salazar et al., 2017; Salem et al., 2014; Tanaka and Ishikawa, 2005; Trifonova et al., 2009; Tsvetkov et al., 2018 и др.], так и для всей Земли в целом [Li et al., 2017; Tanaka, 2017]. Результаты вышеперечисленных работ позволили установить зависимость мощности МАС от поверхностного теплового потока [Tanaka et al., 1999; Salazar et al., 2017], мощности сейсмоактивного слоя [Idarraga-Garcia and Vargas, 2018; Tanaka, 2007; Tanaka and Ishikawa, 2005] и возраста океанического дна [Li et al., 2017]. Кроме того, были выявлены определенные тенденции в вариациях нижней границы МАС для структур, характеризующихся различным геологическим строением, степенью тектонической и сейсмической активности. Однако на территории Сибири подобные исследования в региональном масштабе ранее не проводились.

В связи с этим, в данной работе были поставлены следующие задачи.

1. Определить параметры МАС на основании глобальной модели литосферного магнитного поля Земли WDMAM 2.0 [Dyment et al., 2015; Lesur et al., 2016] для меридионального профиля, начинающегося на стабильной докембрийской Сибирской платформе (60° N, 113° E), пересекающего северо-восточный фланг высокоактивного в сейсмическом отношении Байкальского рифта и заканчивающегося в Забайкалье (50° N, 113° E) (рис. 1а).

Рис. 1.

(а) – положение выбранного для анализа профиля и сейсмичность рассматриваемой территории. Эпицентры землетрясений с магнитудой M ≥ 4.0 (2000–2018 гг.) приведены по данным агентства ISC (http://www.isc.ac.uk). Область исследования обозначена на врезке серым прямоугольником; (б) – литосферное геомагнитное поле исследуемой территории согласно модели WDMAM 2.0 [Dyment et al., 2015; Lesur et al., 2016] с примером окна, используемого для вычисления азимутально-усредненного Фурье-спектра мощности аномалий геомагнитного поля.

2. Сопоставить полученные результаты с известными данными о глубинном строении литосферы исследуемой территории (мощностью земной коры и литосферы, распределением поперечных волн в верхней мантии [Seredkina et al., 2016]), ее температурным режимом [Artemieva, 2006] и рассмотреть их с точки зрения различных гипотез образования Байкальского рифта [Артюшков и др., 1990; Кожевников и др., 2014; Molnar and Tapponier, 1975; Zorin et al., 1990, 2003].

2. ИСХОДНЫЕ ДАННЫЕ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В качестве исходного материала для вычисления параметров МАС использовалась глобальная модель литосферного магнитного поля Земли WDMAM версии 2.0 [Dyment et al., 2015; Lesur et al., 2016], основанная по сравнению с ее предшествующими вариантами [Khorhonen et al., 2007; Maus et al., 2009], на большем объеме исходных данных и построенная с применением усовершенствованных процедур их интерполяции. В используемой модели литосферное геомагнитное поле приведено к высоте 5 км над уровнем моря и имеет горизонтальное разрешение 3 угловые минуты. WDMAM 2.0 включает в себя данные морских, аэромагнитных, наземных и спутниковых геомагнитных съемок. Из рисунка 1б видно, что модуль полного вектора литосферного геомагнитного поля (Ta) вдоль рассматриваемого профиля изменяется примерно от –100 до +250 нТл, а распределение аномалий не демонстрирует определенных корреляций с геологическим строением исследуемой области.

В настоящее время существует несколько различных подходов для оценки параметров МАС по азимутально-усредненным Фурье-спектрам мощности аномалий геомагнитного поля. Одни из них применяются для изучения изолированных намагниченных тел [Bhattacharyya and Leu, 1975a, b], другие – для описания их ансамблей с учетом случайного [Finn and Ravat, 2004; Okubo et al., 1985; Ravat, 2004; Ravat et al., 2007; Spector and Grant, 1970; Tanaka et al., 1999] или фрактального [Bansal et al., 2011; Bouligand et al., 2009; Li et al., 2017; Maus and Dimri, 1994; Maus et al., 1997] распределения намагниченности. В данной работе расчеты проводились в предположении случайного распределения намагниченности в МАС методом [Okubo et al., 1985; Tanaka et al., 1999], согласно которому глубина верхней границы МАС (Zt) для длин волн хотя бы в два раза меньших, чем мощность коры, определяется следующим образом:

${\text{ln}}\left[ {{{{\text{Ф}}}_{{\Delta T}}}{{{\left( {\left| k \right|} \right)}}^{{{1 \mathord{\left/ {\vphantom {1 2}} \right. \kern-0em} 2}}}}} \right] = {\text{ln}}A - \left| k \right|{{Z}_{t}},$
где ${{{\text{Ф}}}_{{\Delta T}}}$ – азимутально-усредненный Фурье-спектр мощности аномалий геомагнитного поля; A – const; $\left| k \right|$ = $\sqrt {k_{x}^{2} + k_{y}^{2}} $ – модуль волнового числа.

Для бóльших длин волн глубина центра масс МАС (Z0) связана со спектром как

${\text{ln}}\left[ {{{{{{\text{Ф}}}_{{\Delta T}}}{{{\left( {\left| k \right|} \right)}}^{{{1 \mathord{\left/ {\vphantom {1 2}} \right. \kern-0em} 2}}}}} \mathord{\left/ {\vphantom {{{{{\text{Ф}}}_{{\Delta T}}}{{{\left( {\left| k \right|} \right)}}^{{{1 \mathord{\left/ {\vphantom {1 2}} \right. \kern-0em} 2}}}}} {\left| k \right|}}} \right. \kern-0em} {\left| k \right|}}} \right] = {\text{ln}}B - \left| k \right|{{Z}_{0}},$
где B – const.

Глубина нижней границы МАС (Zb) выражается через найденные параметры как [Tanaka et al., 1999]:

${{Z}_{b}} = 2{{Z}_{0}} - {{Z}_{t}}.$

Расчет азимутально-усредненных Фурье-спектров мощности аномалий геомагнитного поля проводился с помощью пакета Fourpot 1.3b [Pirttijärvi, 2015]. Известно, что оптимальный размер окна, в котором вычисляется спектр, должен в 4–6 раз превышать исследуемые глубины [Blakely, 1996; Okubo et al., 1985]. В данной работе использовалось окно 2° × 2° с центральной точкой, лежащей на выбранном для анализа профиле (рис. 1б). Такой размер окна, как было показано ранее, позволяет получать надежные оценки Zb в различных тектонических провинциях [Bansal et al., 2013; Hsieh et al., 2014; Ravat et al., 2007; Tanaka and Ishikawa, 2005]. Для улучшения горизонтального разрешения результатов окно сдвигалось вдоль профиля на 50% от своего размера, т.е. на 1°.

На рисунке 2 приведен пример вычисления параметров МАС для окна с координатами центральной точки 56° N, 113° E (рис. 1б). Прямые, аппроксимирующие наблюденный спектр, рассчитывались методом наименьших квадратов. В данной работе Z0 определялась в диапазоне волновых чисел от максимума спектра до 0.022 км–1, а Zt – приблизительно от 0.050 до 0.100 км–1 аналогично тому, как это предложено в работах [Tanaka, 2007, 2017; Tanaka et al., 1999]. В результате, для рассматриваемой области, соответствующей Северо-Муйскому району Байкальского рифта, были получены следующие значения глубин центра масс, верхней и нижней границ МАС: Z0 = 18.5 км (рис. 2а), Zt = 1.9 км (рис. 2б) и Zb = = 35.1 км.

Рис. 2.

Пример вычисления параметров МАС – центра масс (а) и верхней границы (б) – для окна 2° × 2° с координатами центральной точки 56° N, 113° E (рис. 1б).

Погрешности вычисления параметров МАС рассчитывались согласно методикам, использованным в публикациях [Okubo and Matsunaga, 1994; Salazar et al., 2017]:

$\varepsilon = \frac{\sigma }{{\left| {{{k}_{2}}} \right| - \left| {{{k}_{1}}} \right|}},$
где σ – среднеквадратичное отклонение линейной аппроксимации от наблюденного спектра; |k2| и |k1| – верхняя и нижняя границы диапазона волновых чисел, в котором определялись искомые параметры (рис. 2).

3. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ И ИХ ОБСУЖДЕНИЕ

В результате проведенного спектрального анализа были получены следующие данные. Глубина верхней границы МАС (Zt) вдоль выбранного профиля меняется мало и в среднем составляет ~2.0 км (рис. 3), при средней погрешности определения данного параметра, равной 0.5 км. Считается, что глубина верхней границы МАС приблизительно соответствует мощности осадочного слоя [Bouligand et al., 2009; Hsieh et al., 2014]. Для рассматриваемых структур мощность осадков надежно определена только для Северо-Муйского района Байкальского рифта, где по данным глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ) она составляет от 1 км под горными хребтами до 3 км под рифтовыми впадинами [Крылов и др., 1981]. С учетом горизонтального разрешения оценок параметров МАС, полученные нами значения Zt (рис. 2, 3) хорошо согласуются с данными ГСЗ.

Рис. 3.

(а) – результаты расчетов параметров МАС для исследуемого профиля (рис. 1а) и глубины очагов землетрясений с моментной магнитудой Mw > 4.0 (2007–2018 гг.) в Северо-Муйском районе Байкальского рифта [Seredkina and Melnikova, 2018]. Мощность земной коры приведена по результатам работы [Seredkina et al., 2016]. Рельеф отстроен согласно модели ETOPO1 [Amante and Eakins, 2009]. (б) – мощность литосферы по результатам Seredkina et al., [2016].

Расчет центра масс МАС (Z0) для рассматриваемой территории показал, что его глубина изменяется от 13.6 до 19.6 км, с погрешностями в диапазоне 0.95–1.61 км (рис. 3). Эти значения, как и следовало ожидать, демонстрируют ту же общую тенденцию (уменьшение глубины Z0 в южном направлении) и лежат в том же диапазоне глубин, как показано в работе [Tanaka, 2017], где исходными данными также являлась база данных WDMAM 2.0. Однако в нашем случае меньший размер окна, в котором рассчитывался спектр аномалий геомагнитного поля, и его смещение на 50% от своих размеров вдоль профиля позволяет более детально проследить изменения глубины Z0 под исследуемыми структурами, чем глобальная модель [Tanaka, 2017], имеющая горизонтальное разрешение ~300 км.

Наибольший интерес представляет глубина нижней границы МАС (Zb), уменьшающаяся от 37.4 км под Сибирской платформой до 25.0 км в Забайкалье (рис. 3). Под северо-восточным флангом Байкальского рифта Zb составляет ~35.0 км, т.e. принимает среднее по сравнению с окружающими областями значение. Согласно более ранним усредненным оценкам нижняя граница МАС под Забайкальем, Байкальским рифтом и Сибирской платформой расположена на глубинах 18.5, 19.5 и 32.5 км соответственно [Novoselova, 1978], что для первых двух структур существенно меньше глубин, полученных в данной работе. Причиной такого несоответствия может быть, во-первых, меньший объем и худшее разрешение исходных данных в предшествующих исследованиях, во-вторых, средний характер оценок, полученных для регионов, характеризующихся неоднородным строением литосферы [Крылов и др., 1981; Seredkina et al., 2016]. Кроме того, в пользу полученных нами результатов также свидетельствует использование более современных методов обработки и интерпретации геомагнитных данных.

Согласно глобальной модели распределения глубины изотермы точки Кюри [Li et al., 2017] глубина нижней границы МАС уменьшается от 25.0 км под Сибирской платформой до 13.0 км в Забайкалье. Данная модель была получена с учетом фрактального характера распределения намагниченности. Следует отметить, что такой подход, как правило, дает меньшие значения глубин, чем методы, в которых предполагается, что распределение намагниченности случайно [Bansal et al., 2011; Salem et al., 2014]. Для определения глубин верхней и нижней границ МАС с использованием метода, используемого в работе [Li et al., 2017], требуется предварительно задать отражающий фрактальность среды параметр β, поскольку, как показывают синтетические тесты, совместная инверсия Zt, Zb и β не дает устойчивых результатов [Bouligand et al., 2009]. При этом данный параметр может изменяться в широких пределах в зависимости от геологического строения области исследования [Bansal et al., 2013; Bouligand et al., 2009; Li and Wang, 2016]. Таким образом, задание единого фиксированного значения β для регионов с различным глубинным строением и степенью тектонической активности, как в работе [Li et al., 2017], может привести к ошибочным результатам.

В настоящее время активно дискутируется вопрос о возможной намагниченности верхней части мантии. Первые исследования магнитных свойств мантийных ксенолитов позволили сделать предположение, что граница Мохо может приближенно рассматриваться в качестве нижней границы МАС [Wasilewski et al., 1979; Wasilewski and Mayhew, 1992], что в пределах точности расчетов согласуется с геомагнитными данными, полученными в различных регионах Земли [Bansal et al., 2011, 2013; Salem et al., 2014; Trifonova et al., 2009]. Однако результаты последующих аналогичных работ, основанные на большем количестве изучаемых образцов, показали, что магнетит входит в состав пород верхней мантии, и, соответственно, последняя может обладать магнитными свойствами [Ferré et al., 2013; Friedman et al., 2014]. При этом к регионам, в которых наиболее вероятно МАС превосходит мощность земной коры, относятся архейские и протерозойские щиты, зоны субдукции и старые океанические бассейны [Ferré et al., 2014]. Экспериментально такое предположение подтверждается во многих работах, использующих различные подходы к определению мощности МАС [Abound et al., 2016; Arnaiz-Rodríguez and Orihuela, 2013; Idarraga-Garcia and Vargas, 2018; Li and Wang, 2016].

По данным поверхностно-волновой томографии [Seredkina et al., 2016], мощность земной коры вдоль рассматриваемого профиля меняется от 42.7 до 38.5 км (рис. 3). Выбор данной модели был обусловлен отсутствием детальных исследований земной коры в рассматриваемых районах Сибирской платформы и Забайкалья и ее лучшей согласованностью с имеющимися региональными данными по глубинному строению восточной Евразии по сравнению с глобальными моделями, например, CRUST 1.0 [Laske et al., 2013]. Таким образом, из рис. 3 видно, что МАС вдоль всего профиля расположен в пределах земной коры. Такой результат является вполне закономерным ввиду того, что температура в подкоровом слое мантии под всеми исследуемыми структурами превышает 600°С [Artemieva, 2006], т.е. превышает температуру точки Кюри, которая на континентах в среднем составляет 580°С [Hurt et al., 1995]. Однако такое соотношение между мощностями МАС и земной коры может и не выполняться для внутренних районов Сибирской платформы, характеризующихся низкими значениями теплового потока [Голубев, 2007; Дучков и др., 1999] и температурами в литосфере [Artemieva, 2006].

Для рассматриваемых структур провести сопоставление определенных параметров МАС с мощностью сейсмоактивного слоя возможно только для Северо-Муйского района Байкальского рифта, так как Сибирская платформа является практически асейсмичной [Голенецкий, 2001; Seredkina et al., 2015], а в Забайкалье, являющемся внутренней частью Амурской плиты [Bird, 2003], регистрируются лишь довольно редкие землетрясения умеренных магнитуд (рис. 1а) [Радзиминович и др., 2012; Melnikova et al., 2017]. В среднем для Байкальского рифта сейсмоактивный слой имеет мощность до 25 км [Гилева и др., 2000; Радзиминович, 2010]. Однако полученные в последнее время новые данные об очаговых параметрах, в том числе и о глубинах гипоцентров, землетрясений Прибайкалья [Seredkina and Melnikova, 2018] показывают, что в Северо-Муйском районе большинство сейсмических событий происходит на глубинах до 30 км с максимумом в верхней части коры (рис. 3). Для сопоставления были отобраны только те землетрясения, эпицентры которых расположены в пределах используемого для расчетов параметров МАС окна 2° × 2° с координатами центральной точки 56° N, 113° E (рис. 1б). Аналогичные результаты были получены в ходе исследования сейсмической активизации 2014–2015 гг., когда в Северо-Муйском районе была развернута временнáя сеть сейсмических станций, что позволяло достаточно надежно определять глубины очагов [Мельникова и др., 2017]. Таким образом, учитывая погрешности определения глубин гипоцентров и нижней границы МАС, последняя приблизительно совпадает с мощностью сейсмоактивного слоя (рис. 3), что согласуется с данными предыдущих исследований в других сейсмоактивных регионах [Idarraga-Garcia and Vargas, 2018; Tanaka, 2007; Tanaka and Ishikawa, 2005].

Несмотря на то, что МАС вдоль рассматриваемого профиля расположен целиком в пределах земной коры, вариации его мощности тесно связаны с параметрами верхней мантии. Так, утонение МАС в южном направлении сопровождается увеличением температур в подкоровом слое мантии с 600 до 800°С [Artemieva, 2006], а также уменьшением мощности литосферы с 200 до 130 км [Seredkina et al., 2016]. Полученное распределение глубины нижней границы МАС с максимумом под Сибирской платформой, средними значениями под Байкальским рифтом и минимальными в Забайкалье, наряду с имеющимися данными о температурном режиме литосферы и ее глубинном строении, свидетельствует в пользу гипотез пассивного образования Байкальского рифта, которое может быть обусловлено как удаленным влиянием коллизии Индостана и Евразии [Molnar and Tapponier, 1975], так и процессами, протекающими на стыке Сибирской платформы и Амурской плиты [Артюшков и др., 1990; Кожевников и др., 2014; Крылов и др., 1981; Кузнецова и др., 2004]. В пользу такого предположения свидетельствуют также результаты других исследований, использующих сейсмологические и гравитационные данные [Koulakov and Bushenkova, 2010; Nielsen and Thybo, 2009a, b; Petit and Déverchère, 2006; ten Brink and Taylor, 2002; Tiberi et al., 2003]. При этом отсутствие утонения МАС и повышения литосферной температуры под Байкальским рифтом противоречит существованию под ним мантийного плюма или астеносферного выступа, достигающего низов коры [Liu and Gao, 2006; Zhao et al., 2006; Zorin et al., 1990, 2003].

4. ВЫВОДЫ

В результате спектрального анализа литосферного геомагнитного поля, заданного глобальной моделью WDMAM 2.0, и последующего расчета параметров МАС (центра масс, нижней и верхней границ) для меридионального профиля, пересекающего южную окраину Сибирской платформы, северо-восточный фланг Байкальского рифта и Забайкалье было установлено следующее.

1. МАС вдоль всего профиля расположен в пределах земной коры.

2. Для Северо-Муйского района Байкальского рифта МАС приблизительно совпадает с сейсмоактивным слоем.

3. Мощность МАС под рассматриваемыми структурами прямо пропорциональна толщине литосферы и обратно пропорциональна температуре верхней мантии.

Полученные результаты согласуются с гипотезами пассивного образования Байкальского рифта и представляют интерес для дальнейших работ по геолого-геофизическому изучению данного региона, в частности, для определения теплового потока и построения обоснованных моделей эволюции его литосферы.

Список литературы

  1. − Артюшков Е.В., Летников Ф.А., Ружич В.В. О разработке нового механизма формирования Байкальской впадины / Геодинамика внутриконтинентальных горных областей. Новосибирск: Наука. С. 367–378. 1990.

  2. − Гилева Н.А., Мельникова В.И., Радзиминович Н.А., Девершер Ж. Локализация землетрясений и средние характеристики земной коры в некоторых районах Прибайкалья // Геология и геофизика. Т. 41. № 5. С. 629–636. 2000.

  3. − Голенецкий С.И. Землетрясения юга Сибирской платформы по инструментальным сейсмологическим наблюдениям // Вулканология и сейсмология. № 6. С. 68–77. 2001.

  4. − Голубев В.А. Кондуктивный и конвективный вынос тепла в Байкальской рифтовой зоне. Новосибирск: Академ. изд-во “Гео”, 222 с. 2007.

  5. − Дучков А.Д., Лысак С.В., Голубев В.А., Дорофеев Р.П., Соколова Л.С. Тепловой поток и геотемпературное поле Байкальского региона // Геология и геофизика. Т. 40. № 3. С. 287−303. 1999.

  6. − Кожевников В.М., Середкина А.И., Соловей О.А. Дисперсия групповых скоростей волн Рэлея и трехмерная модель строения мантии Центральной Азии // Геология и геофизика. Т. 55. № 10. С. 1564–1575. 2014.

  7. − Крылов С.В., Мандельбаум М.М., Мишенькин П.Б., Мишенькина Р.З., Петрик Г.В., Селезнев В.С. Недра Байкала (по сейсмическим данным). Новосибирск: Наука, 105 с. 1981.

  8. − Кузнецова К.И., Лукина Н.В., Ребецкий Ю.Л., Михайлова А.В., Кучай О.А. Деформация земной коры и верхней мантии Восточной Сибири. К проблеме внутриконтинентального орогенеза // Физика Земли. № 7. С. 3−12. 2004.

  9. − Мельникова В.И., Гилева Н.А., Середкина А.И. Анализ результатов сейсмических наблюдений в районе Северо-Муйского тоннеля трассы БАМ / Материалы XII Международной сейсмологической школы “Современные методы обработки и интерпретации сейсмологических данных”. Алма-Ата, 11–15 сентября 2017 г. С. 217–219. 2017.

  10. − Радзиминович Н.А. Глубины очагов землетрясений Байкальского региона: обзор // Физика Земли. № 3. С. 37–51. 2010.

  11. − Радзиминович Я.Б., Мельникова В.И., Середкина А.И., Гилева Н.А., Радзиминович Н.А., Папкова А.А. Землетрясение 6 января 2006 г. (Mw = 4.5): Редкий случай проявления сейсмической активности в Восточном Забайкалье // Геология и геофизика. Т. 53. № 10. С. 1430–1444. 2012.

  12. − Цветков Ю.П., Новиков К.В., Иванов А.А., Филиппов С.В., Брехов О.М., Бондарь Т.Н. Глубины залегания источников аномального магнитного поля по наземным и аэростатным магнитным данным // Современные проблемы дистанционного зондирования Земли из космоса. Т. 15. № 3. С. 80–87. 2018.

  13. − Яновский Б.М. Земной магнетизм. Л.: изд-во ЛГУ, 592 с. 1978.

  14. − Aboud E., Alotaibi A.M., Saud R. Relationship between Curie isotherm surface and Moho discontinuity in the Arabian shield, Saudi Arabia // J. Asian Earth Sci. V. 128. P. 42–53. 2016.https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2016.07.025

  15. − Amante C., Eakins B.W. ETOPO1. 1 Arc-Minute Global Relief Model: Procedures, Data Sources and Analysis. NOAA Technical Memorandum NESDIS NGDC-24. National Geophysical Data Center, NOAA. 2009.https://doi.org/10.7289/V5C8276M

  16. − Arnaiz-Rodríguez M.S., Orihuela N. Curie point depth in Venezuela and the Eastern Caribbean // Tectonophysics. V. 590. P. 38–51. 2013.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2013.01.004

  17. − Artemieva I.M. Global 1° × 1° thermal model TC1 for the continental lithosphere: Implications for lithosphere secular evolution // Tectonophysics. V. 416. P. 245–277. 2006.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2005.11.022

  18. − Bansal A.R., Gabriel G., Dimri V.P., Krawczyk C.M. Estimation of depth to the bottom of magnetic sources by a modified centroid method for fractal distribution of sources: an application to aeromagnetic data in Germany // Geophysics. V. 76. № 3. L11–L22. 2011.https://doi.org/10.1190/1.3560017

  19. − Bansal A.R., Anand S.P., Rajaram M., Rao V.K., Dimri V.P. Depth to the bottom of magnetic sources (DBMS) from aeromagnetic data of Central India using modified centroid method for fractal distribution of sources // Tectonophysics. V. 603. P. 155–161. 2013.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2013.05.024

  20. − Bhattacharyya B.K., Leu L.-K. Spectral analysis of gravity and magnetic anomalies due to two-dimensional structures // Geophysics. V. 40. № 6. P. 993–1013. 1975a.

  21. − Bhattacharyya B.K., Leu L.-K. Analysis of magnetic anomalies over Yellowstone national park: mapping of Curie point isothermal surface for geothermal reconnaissance // J. Geophys. Res. V. 80. № 32. P. 4461–4465. 1975b.

  22. − Bird P. An updated digital model of plate boundaries // Geochem. Geophy. Geosy. V. 4. № 3. 1027. 2003.https://doi.org/10.1029/2001GC000252

  23. − Blakely R.J. Potential theory in gravity and magnetic applications. Cambridge, U.K.: Cambridge University Press, 441 p. 1996.

  24. − Bouligand C., Glen J.M.G., Blakely J. Mapping Curie temperature depth in the western United States with a fractal model for crustal magnetization // J. Geophys. Res. V. 114. B11104. 2009.https://doi.org/10.1029/2009JB006494

  25. − Dyment J., Lesur V., Hamoudi M., Choi Y., Thebault E., Catalan M. World Digital Magnetic Anomaly Map version 2.0. http://www.wdmam.org/. 2015.

  26. − Ferré E.C., Friedman S.A., Martín-Hernández F., Feinberg J.M., Conder J.A., Ionov D.A. The magnetism of mantle xenoliths and potential implications for sub-Moho magnetic sources // Geophys. Res. Lett. V. 40. P. 105–110. 2013.https://doi.org/10.1029/2012GL054100

  27. − Ferré E.C., Friedman S.A., Martín-Hernández F., Feinberg J.M., Till J.L., Ionov D.A., Conder J.A. Eight good reasons why the uppermost mantle could be magnetic // Tectonophysics. V. 624–625. P. 3–14. 2014.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2014.01.004

  28. − Friedman S.A., Feinberg J.M., Ferré E.C., Demory F., Martín-Hernández F., Conder J.A., Rochette P. Craton vs. rift uppermost mantle contributions to magnetic anomalies in the United States interior // Tectonophysics. V. 624–625. P. 15–23. 2014.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2014.04.023

  29. − Finn C.A., Ravat D. Magnetic depth estimates and their potential for constraining crustal composition and heat flow in Antarctica / AGU Fall Meeting. San Francisco, USA, 13–17 December, 2004. № T11A-1236. 2004.

  30. − Haggerty S.E. Mineralogical constraints on Curie isotherms in deep crustal magnetic anomalies // Geophys. Res. Lett. V. 5. P. 105–108. 1978.

  31. − Hsieh H.H., Chen C.H., Lin P.Y., Yen H.Y. Curie point depth from spectral analysis of magnetic data in Taiwan // J. Asian Earth Sci. V. 90. P. 26–33. 2014.https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2014.04.007

  32. − Hurt C.P., Moskowitz B.M., Banerjee S.K. Magnetic properties of rocks and minerals / Rock physics and phase relations. A handbook of physical constants / AGU Reference Shelf Series. V. 3. Washington DC, USA: AGU. P. 189–204. 1995.

  33. − Idarraga-Garcia J., Vargas C.A. Depth to the bottom of magnetic layer in South America and its relationship to Curie isotherm, Moho depth and seismicity behavior // Geodesy and Geodynamics. V. 9. P. 93–107. 2018.https://doi.org/10.1016/j.geog.2017.09.006

  34. − Khorhonen J.K., Fairhead J.D., Hamoudi M. et al. Magnetic anomaly map of the world – carte des anomalies magnétiques du monde. 1st Edition. Paris, France: Commission for Geological Map of the World. 2007.

  35. − Koulakov I., Bushenkova N. Upper mantle structure beneath the Siberian craton and surrounding areas based on regional tomographic inversion of P and PP travel times // Tectonophysics. V. 486. P. 81–100. 2010.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2010.02.011

  36. − Laske G., Masters G., Ma Z., Pasyanos M. Update on CRUST1.0 A 1-degree global model of Earth’s crust / European Geoscience Union General Assembly. Vienna, Austria, 7–12 April, 2013. № EGU2013-2658. 2013.

  37. − Lesur V., Hamoudi M., Choi Y., Dyment J., Thébault E. Building the second version of the World Digital Magnetic Anomaly Map (WDMAM) // Earth Planets Space. V. 68. № 1. P.1–13. 2016.

  38. − Li C.-F., Lu Y., Wang J. A global reference model of Curie-point depths based on EMAG2 // Sci. Rep. V. 7. 45129. 2017.https://doi.org/10.1038/srep45129

  39. − Li C.-F., Wang J. Variations in Moho and Curie depths and heat flow in Eastern and Southeastern Asia // Mar. Geophys. Res. V. 37. № 1. P. 1–20. 2016.https://doi.org/10.1007/s11001-016-9265-4

  40. − Liu K.H., Gao S.S. Mantle transition zone discontinuities beneath the Baikal rift and adjacent areas // J. Geophys. Res. V. 111. B11301. 2006.https://doi.org/10.1029/2005JB004099

  41. − Maus S., Barckhausen U., Berkenbosch H. et al. EMAG2: A 2-arc-minute resolution Earth Magnetic Anomaly Grid compiled from satellite, airborne and marine magnetic measurements // Geochem. Geophy. Geosy. V. 10. Q08005. 2009.https://doi.org/10.1029/2009GC002471

  42. − Maus S., Dimri V.P. Scaling properties of potential fields due to scaling sources // Geophys. Res. Lett. V. 21. P. 891–894. 1994.

  43. − Maus S., Gordon D., Fairhead D.J. Curie temperature depth estimation using a selfsimilar magnetization model // Geophys. J. Int. V. 129. P. 163–168. 1997.

  44. − Melnikova V.I., Seredkina A.I., Radziminovich Y.B., Melnikov A.I., Gilyova N.A. The February 1, 2011 Mw 4.7 earthquake: Evidence of local extension in western Transbaikalia (Eastern Siberia) // J. Asian Earth Sci. V. 135. P. 110–121. 2017.https://doi.org/10.1016/j.jseaes.2016.12.031

  45. − Molnar P., Tapponnier P. Cenozoic tectonics of Asia: effects of a continental collision // Science. V. 189. P. 419–426. 1975.https://doi.org/10.1126/science.189.4201.419

  46. − Nielsen C., Thybo H. No Moho uplift below the Baikal Rift Zone: Evidence from a seismic refraction profile across southern Lake Baikal // J. Geophys. Res. V. 114. B08306. 2009a.https://doi.org/10.1029/2008JB005828

  47. − Nielsen C., Thybo H. Lower crustal intrusions beneath the Southern Baikal Rift Zone: evidence from full-waveform modelling of wide-angle seismic data // Tectonophysics. V. 470. P. 298–318. 2009b.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2009.01.023

  48. − Novoselova M.R. Magnetic anomalies of the Baikal rift zone and adjacent areas // Tectonophysics. V. 45. P. 95–100. 1978.

  49. − Nozharov P., Veljovich D. Paleomagnetic investigation of some rocks from the Carpatho-Balkanides on the territory of Bulgaria (rocks with normal and reversed magnetization) // Bulg. Geophys. J. V. 9. P. 130–138. 1983.

  50. − Okubo Y., Graf R.J., Hansen R.O., Ogawa K., Tsu H. Curie point depths of the island of Kyushu and surrounding areas, Japan // Geophysics. V. 50. P. 481–494. 1985.

  51. − Okubo Y., Matsunaga T. Curie point depth in northeast Japan and its correlation with regional thermal structure and seismicity // J. Geophys. Res. V. 99. № B11. P. 22 363–22 371. 1994.

  52. − Petit C., Déverchère J. Structure and evolution of the Baikal rift: A synthesis // Geochem. Geophy. Geosy. V. 7. Q11016. 2006.https://doi.org/10.1029/2006GC001265

  53. − Pirttijärvi M. 2D Fourier domain operations, FOURPOT program. https://wiki.oulu.fi/x/0oU7AQ/. 2015.

  54. − Ravat D. Constructing full spectrum potential-field anomalies for enhanced geodynamical analysis through integration of surveys from different platforms / AGU Fall Meeting. San Francisco, USA, 13–17 December, 2004. № G44A-03. 2004.

  55. − Ravat D., Pignatelli A., Nicolosi I., Chiappini M. A study of spectral methods of estimating the depth to the bottom of magnetic sources from near-surface magnetic anomaly data // Geophys. J. Int. V. 169. P. 421–434. 2007.https://doi.org/10.1111/j.1365-246X.2007.03305.x

  56. − Salazar J. M., Vargas C.A., Leon H. Curie point depth in the SW Caribbean using the radially averaged spectra of magnetic anomalies // Tectonophysics. V. 694. P. 400–413. 2017.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2016.11.023

  57. − Salem A., Green C., Ravat D., Singh K.H., East P., Fairhead J.D., Morgen S., Biegert E. Depth to Curie temperature across the central Red Sea from magnetic data using the de-fractal method // Tectonophysics. V. 624–625. P. 75–86. 2014.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2014.04.027

  58. − Seredkina A., Melnikova V., Gileva N., Radziminovich Y. The Mw 4.3 January 17, 2014, earthquake: very rare seismic event on the Siberian platform // J. Seismol. V. 19. № 3. P. 685–694. 2015.https://doi.org/10.1007/s10950-015-9487-y

  59. − Seredkina A., Kozhevnikov V., Melnikova V., Solovey O. Seismicity and S-wave velocity structure of the crust and the upper mantle in the Baikal rift and adjacent regions // Phys. Earth Planet. In. V. 261. P. 152–160. 2016.https://doi.org/10.1016/j.pepi.2016.10.011

  60. − Seredkina A., Melnikova V. Seismotectonic crustal strains of the Mongol-Baikal seismic belt from seismological data / Moment Tensor Solutions – A useful tools for seismotectonics. Dordrecht, Netherlands: Springer Nature. P. 497–517. 2018.https://doi.org/10.1007/978-3-319-77359-9_22

  61. − Spector A., Grant S. Statistical models for interpreting aeromagnetic data // Geophysics. V. 35. P. 293–302. 1970.

  62. − Stacey F.D., Banerjee S.K. The physical principles of rock magnetism. Amsterdam, Netherlands: Elsevier, 195 p. 1974.

  63. − Tanaka A. Magnetic and seismic constraints on the crustal thermal structure beneath the Kamchatka Peninsula / Volcanism and tectonics of the Kamchatka Peninsula and adjacent arcs / Geophysical Monograph Series. V. 172. Washington DC, USA: AGU. P. 100–105. 2007.

  64. − Tanaka A. Global centroid distribution of magnetized layer from World Digital Magnetic Anomaly Map // Tectonics. V. 36. P. 3248–3253. 2017.https://doi.org/10.1002/2017TC004770

  65. − Tanaka A., Ishikawa Y. Crustal thermal regime inferred from magnetic anomaly data and its relationship to seismogenic layer thickness: The Japanese islands case study // Phys. Earth Planet. In. V. 152. P. 257–266. 2005.https://doi.org/10.1016/j.pepi.2005.04.011

  66. − Tanaka A., Okubo Y., Matsubayashi O. Curie point depth based on spectrum analysis of the magnetic anomaly data in East and Southeast Asia // Tectonophysics. V. 306. P. 461–470. 1999.

  67. − Ten Brink U.S., Taylor M.H. Crustal structure of central Lake Baikal: Insight into intracontinental rifting // J. Geophys. Res. V. 107. B7. 2002.https://doi.org/10.1029/2001JB000300

  68. − Tiberi C., Diament M., Déverchère J., Petit-Mariani C., Mikhailov V., Tikhotsky S., Achauer U. Deep structure of the Baikal rift zone revealed by joint inversion of gravity and seismology // J. Geophys. Res. V. 108. № B3. 2133. 2003.https://doi.org/10.1029/2002JB001880

  69. − Trifonova P., Zhelev Zh., Petrova T., Bojadgieva K. Curie point depths of Bulgarian territory inferred from geomagnetic observations and its correlation with regional thermal structure and seismicity // Tectonophysics. V. 473. P. 362–374. 2009.https://doi.org/10.1016/j.tecto.2009.03.014

  70. − Tsvetkov Y.P., Novikov K.V., Ivanov A.A., Brekhov O.M. Sources of the lithosphere magnetic field based on magnetic data obtained at different heights // Earth Planets Space. V. 70. 183. 2018.https://doi.org/10.1186/s40623-018-0955-9

  71. − Wasilewski P.J., Mayhew M.A. The Moho as a magnetic boundary revisited // Geophys. Res. Lett. V. 19. № 22. P. 2259–2262. 1992.

  72. − Wasilewski P.J., Thomas H.H., Mayhew M.A. The Moho as a magnetic boundary // Geophys. Res. Lett. V. 6. P. 541–544. 1979.

  73. − Zhao D., Lei J., Inoue T., Yamada A., Gao, S.S. Deep structure and origin of the Baikal rift zone // Earth Planet. Sci. Lett. V. 243. P. 681–691. 2006.https://doi.org/10.1016/j.epsl.2006.01.033

  74. − Zorin Yu.A., Novoselova M.R., Turutanov E.Kh., Kozhevnikov V.M. Structure of the lithosphere of the Mongolian-Siberian Mountainous Province // J. Geodynamics. V. 11. P. 327–342. 1990.https://doi.org/10.1016/0264-3707(90)90015-M

  75. − Zorin Yu.A., Turutanov E.Kh., Mordvinova V.V., Kozhev-nikov V.M., Yanovskaya T.B., Treussov A.V. The Baikal rift zone: the effect of mantle plumes on older structure // Tectonophysics. V. 371. P. 153–173. 2003.https://doi.org/10.1016/S0040-1951(03)00214-2

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Геомагнетизм и аэрономия

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал