CC BY
33
Сер. 4. 2009. Вып. 2
ВЕСТНИК САНКТ-ПЕТЕРБУРГСКОГО УНИВЕРСИТЕТА
УДК 550.347.6+550.344.56
Т. Ю. Королёва, Т. Б. Яновская, С. С. Патрушева
СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ ВОСТОЧНО-ЕВРОПЕЙСКОЙ ПЛАТФОРМЫ ПО ДАННЫМ СЕЙСМИЧЕСКОГО ШУМА *)
Введение. В последние годы за рубежом начал активно развиваться новый метод в области поверхностно-волновой томографии, основанный на использовании сейсмического шума. В отличие от традиционных методов, использующих данные землетрясений, происходящих достаточно редко как во времени, так и в пространстве, этот метод позволяет использовать всю сейсмическую запись, что, во-первых, существенно увеличивает объём исходных данных, а во-вторых, делает возможным применение этого метода для асейсмичных зон.
Метод основан на том, что кросс-корреляционная функция шума на двух станциях, полученная осреднением по длительному интервалу времени, определяет функцию Грина для поверхностной волны [1—5]. Благодаря этому оказывается возможным оценивать групповые и фазовые скорости на трассах между станциями [6, 7]. Этот метод получил широкое распространение в зарубежных работах при исследовании тех регионов, где имеются достаточные густые сети станций, необходимые для томографических построений [8-13].
В настоящей работе такой подход использован для исследования строения верхней мантии Восточно-Европейской платформы и окружающих областей. ВосточноЕвропейская платформа (ВЕП) является главной тектонической структурой Европейской России. Её исследование методами глубинного сейсмического зондирования началось ещё в 1950-е гг., однако в основном это были региональные исследования, которые касались либо сейсмоактивных, либо перспективных нефтегазоносных районов, расположенных на окраине платформы. Это привело к тому, что глубинные структуры центральной части ВЕП оказались малоизученными. Сеть сейсмических станций на территории ВЕП очень редка, поскольку эта область тектонически неактивна, что существенно затрудняет её изучение обычными сейсмологическими методами. Рассматриваемый же в этой работе метод оказывается существенно более пригодным для изучения таких областей, поскольку данные о дисперсии групповой скорости определяются не на трассах эпицентр-станция, а на трассах станция-станция, что существенно улучшает разрешение, а также делает возможным получения участка дисперсионной кривой, соответствующего малым периодам.
Имеющиеся к настоящему времени сведения о глубинном строении ВЕП ограничиваются исследованиями вдоль профиля станций сети NARS [14] и по данным фазовых скоростей, определённых на нескольких профилях между станциями в западной части ВЕП [15]. Однако эти исследования характеризуются очень малой разрешающей способностью из-за редкой сети станций. Относительно строения восточной части ВЕП сведения вообще отсутствуют, так же как и о строении прилегающих областей. Появление новых цифровых станций на территории ВЕП позволило использовать метод
*) Работа поддержана грантом РФФИ 08-05-00355.
© Т. Ю. Королёва, Т. Б. Яновская, С. С. Патрушева, 2009
построения дисперсионных кривых на основе сейсмического шума и получить достаточное количество данных для применения методики поверхностно-волновой томографии. Это дало возможность выявить особенности глубинного строения верхней мантии (до 300 км) на территории ВЕП и прилегающих областей, в том числе и Балтийского щита.
Основы методики и процедура обработки данных. Теоретическое обоснование метод построения дисперсионной кривой поверхностной волны по корреляционной функции шума получил для случая, когда шум образован только поверхностными волнами от источников, имеющих примерно одинаковую интенсивность и распределённых достаточно равномерно по поверхности. Однако реальные сейсмические записи не удовлетворяют такому условию. Во-первых, помимо собственно шума на них присутствуют записи волн от землетрясений, интенсивность которых значительно превышает интенсивность шума. Во-вторых, в шумовой компоненте могут присутствовать не только поверхностные, но и объёмные волны, вызываемые источниками в окрестности станций. Кроме того, нельзя исключать вероятность того, что в разные периоды времени источники поверхностно-волнового шума располагаются в разных областях. Поэтому первостепенное значение принимает процедура обработки исходных сейсмограмм, которая бы подавила все нежелательные источники сейсмических колебаний.
В работе [13] для построения кросс-корреляционной функции шума, которая далее должна использоваться для определения фазовых и групповых скоростей, предложена процедура, которая состоит из двух основных этапов: первичной обработки сейсмограмм и построения собственно корреляционной функции.
На этапе первичной обработки выполняются такие стандартные процедуры, как коррекция за прибор, удаление среднего, удаление тренда и широкополосная фильтрация, частотная и амплитудная нормализация. Мы остановились на наиболее эффективном способе нормализации путём деления на бегущее среднее значение. Этот способ состоит в том, что каждое значение сигнала делится на среднюю интенсивность сигнала внутри некоторого временного окна, который мы приняли равным 70 с. Кроме амплитудной нормализации для выравнивания спектра использована также частотная нормализация, или так называемое «выбеливание» сигнала, что достигается нормализацией комплексного спектра на сглаженное значение амплитудного спектра в бегущем спектральном окне. Для выбеливания спектра полуширина спектрального окна была принята равной 0,0005 Гц.
Построение корреляционной функции производится после первичной обработки сейсмограмм, выполненной независимо на двух станциях. Записи синхронизируются и обрезаются в интервале времени около 1 сут. По таким записям вычисляется кросс-корреляционная функция. Записи фильтруются узкополосными фильтрами, и по фильтрованным записям также вычисляются корреляционные функции. Полученные таким способом функции суммируются по дням за длительный период времени (от полугода до года).
Для построения дисперсионной кривой групповой скорости строятся огибающие осреднённых за длительный период кросс-корреляционных функций, полученных в результате узкополосной фильтрации. По значениям времён, отвечающих максимумам этих огибающих, вычисляется групповая скорость, которую относят к центральной частоте фильтра.
Эффективность методики была проверена путём расчёта дисперсионных кривых групповых скоростей волн Релея по данным шума на трассах между станциями BJT, BRVK, TLY в Азии [16], поскольку для трасс между этими станциями можно было
построить дисперсионные кривые по результатам томографии по данным землетрясений [17].
Функцию Грина для волны Релея определяют корреляционные функции для вертикальной ^) и радиальной (Д) компонент. Оказалось, что корреляционные функции, полученные по Д-компонентам, значительно более высокочастотные, чем по Z-компонентам. Этот факт, а также, по-видимому, влияние помех, которые на горизонтальных компонентах более велики, не позволило получить по Д-компонентам групповые скорости для больших периодов. Но на малых периодах скорости по Д- и по Z-компонентам практически совпадают. Поэтому в дальнейшем для построения дисперсионной кривой для волн Релея мы использовали корреляцию только Z-Z. Полученные по корреляционным функциям Z-Z дисперсионные кривые оказались в хорошем согласии с теми, которые были построены для этих же трасс по данным землетрясений.
Эти результаты позволили использовать разработанную процедуру для построения дисперсионных кривых волн Релея на трассах между парами станций, расположенных на Восточно-Европейской платформе.
Пример построения корреляционной функции на паре станций PUL-ARU и результаты её узкополосной фильтрации приведены на рис. 1.
В случае равномерного распределения источников шума теоретическая корреляционная функция должна быть симметрична относительно £ = 0. Однако корреляционная функция, приведённая на рис.1, не обладает такой симметрией, явно отличаясь по интенсивности справа и слева от нуля. Объяснить это можно тем, что в реальности источники не распределены равномерно, а также не обладают одинаковой интенсивностью. Поэтому асимметрия корреляционной функции может использоваться для оценки распределения источников. В частности, на основании рис. 1 можно сделать вывод, что частотный состав шума различен с востока и с запада от профиля между станциями: на востоке (Сибирь) шум значительно более низкочастотный, чем на западе (Западная Европа).
Скоростное строение верхней мантии Восточно-Европейской платформы. Дисперсионные кривые групповых скоростей волн Релея строились на трассах между парами станций, расположенных на Восточно-Европейской Платформе и её обрамлении. Были использованы данные 16-ти станций (рис. 2). Для обработки данных использовались ресурсы распределённой вычислительной среды N0^ duGrid (http://www.nordugrid.org/). Всего удалось построить дисперсионные кривые для 66 трасс между этими станциями, которые также изображены на рис. 2.
На разных трассах дисперсионные кривые были получены в несколько разных интервалах периодов, что определялось как расстоянием между станциями, так и спектральным составом шума в использованные интервалы времени. На некоторых трассах удалось построить дисперсионные кривые в интервале периодов 7-150 с, но в основном этот интервал составлял 10-100 с, а в некоторых случаях верхний предел был равен 70 с.
Дисперсионные кривые, отвечающие разным трассам, оказались существенно различными, что указывает на горизонтальную неоднородность строения рассматриваемой территории.
Томография. Стандартный метод поверхностно-волновой томографии состоит в том, что из дисперсионных кривых групповых (или фазовых) скоростей, полученных на разных трассах, выбираются значения скоростей, отвечающих одному и тому же периоду, по ним методом двумерной томографии оценивается латеральное распределение скорости, и по полученным картам распределения скоростей для разных периодов строятся «локальные» дисперсионные кривые. По этим дисперсионным кривым
- 1000 - 800 - 600 - 400 - 200 0 200 400 600 800 1000 t, с
Рис. 1. Кросс-коррелядионная функция записей шума на станциях PUL и ARU (а) и результаты её узкополосной фильтрации (б): справа указаны полосы частот
строятся вертикальные скоростные разрезы поперечных волн в разных точках территории, что позволяет получить трёхмерное изображение вариаций скорости. Однако такой подход эффективен в случае, когда число трасс, пересекающих область исследования, достаточно велико. В случае относительно малого числа трасс удобнее оказывается «обращённая» процедура [15, 18, 19]: вначале по дисперсионным кривым, полученным на трассах, путём решения одномерной обратной задачи строятся средние вдоль данной трассы скоростные разрезы поперечных волн. Это позволяет оценить значения средних вдоль трасс скоростей на последовательных глубинах. Далее, по этим средним вдоль трасс скоростям восстанавливаются латеральные вариации скорости с помощью двумерной томографии на последовательных глубинах.
В связи с тем, что в данном случае число трасс невелико, для определения вариаций скорости в верхней мантии использовался второй способ. Средний для каждой трассы скоростной разрез определялся в интервале глубин, отвечающем диапазону периодов соответствующей дисперсионной кривой. Считается, что глубина, до которой можно определить скоростной разрез, приблизительно равна длине волны. Однако поскольку, как было указано, диапазоны периодов для разных трасс различались, решение получалось в разных интервалах глубин. Но, если отбросить кору, строение которой определяется дисперсией в интервале периодов 3-15 с, и результаты для больших глубин, отвечающих периодам 100-150 с, данные для которых отсутствуют на ряде трасс, то можно принять, что в диапазоне глубин 50-300 км решение получалось с одинаковой степенью достоверности по всем трассам.
На рис. 3 приведены вариации скорости поперечной волны на глубинах от 50 до 300 км в процентах по отношению к средней скорости на соответствующей глубине. Решение строилось в области, оконтуренной жирной линией на рис. 2, поскольку вне этой области покрытие территории трассами недостаточно.
Но и в выбранной области разрешающая способность данных, как видно из расположения трасс (рис. 2), различна в центре области и на её краях. Разрешение оценивалось средним радиусом области сглаживания [20]. На рис. 3 жирной белой линией оконтурена зона, где радиус области сглаживания менее 1000 км, так что следует придавать значение результатам только внутри этой зоны.
Обсуждение результатов. Из рассмотрения рис. 3 можно сделать следующие выводы. В изучаемой области выделяются четыре разных по своему строению региона, которые можно приурочить к определённым тектоническим структурам - Балтийскому щиту, Украинскому щиту, Московской синеклизе и Прикаспийской деспрес-сии. На рис. 4 приведены характерные для этих четырёх регионов вертикальные скоростные разрезы. Балтийский щит характеризуется повышенными скоростями во всём рассматриваемом диапазоне глубин (50-300 км), для Украинского щита также характерны повышенные скорости, хотя и не настолько, как на Балтийском. При этом как на Балтийском, так и на Украинском щите практически отсутствует низкоскоростная астеносфера - отмечается лишь очень незначительное понижение скорости на глубинах 200-300 км. Из рассмотрения рис. 3 можно заметить единство строения Балтийского и Украинского щитов на глубинах 150-200 км, что может свидетельствовать об их генетической связи. Московская синеклиза характеризуется несколько повышенными скоростями на глубине 50 км, на глубинах же 150-300 км скорость резко понижается. В области осадочного бассейна Прикаспийской депрессии также выявлена зона пониженной скорости в верхней мантии, но на меньших глубинах: 100-150 км. Интересно то, что эта аномальная зона как бы продолжается вглубь в сторону северо-запада и переходит в зону пониженной скорости под Московской синеклизой.
30» 45”
Рис. 2. Схема расположения станций на Восточно-Европейской платформе и трассы между ними, по которым определялись дисперсионные кривые релеевских волн в настоящей работе
Строение верхней мантии в данной области исследовалось в работах [21, 14, 15]. Несмотря на то, что результаты, приведённые в этих работах, характеризуются очень низкой разрешающей способностью, что признают и сами авторы, оказалось возможным провести некоторый сравнительный анализ полученных результатов.
В работе [21] приводятся вариации скорости поперечных волн на глубинах от 80 до 670 км в обширной области, включающей ВЕП и часть Западной Европы. Однако разрешающая способность данных, использованных в этой работе, слишком низкая, чтобы выделить латеральные вариации структуры. Тем не менее, тенденция понижения скорости в центре ВЕП (Московская синеклиза) явно прослеживается на глубинах, превышающих 140 км.
В работе [14] изучалось строение верхней мантии по профилю Египет-Шпицберген при использовании записей станций временной сети NARS вдоль меридиана 30оЕ.
z = 50 км
z = 100 км 30° 45°
z = 150 км
z = 200 км 30° 45°
z = 250 км
z = 300 км 30° 45°
- 5- 4- 3- 2 - 1 0 1
5Ув / Ув, %
2 3 4 5
Рис. 3. Вариации скорости поперечных волн на разных глубинах в процентах по отношению к средней скорости для всей территории:
белая линия оконтуривает область достаточно высокого разрешения
------ Прикаспийская депрессия
— — Украинский щит
- - - - Московская синеклиза Балтийский щит
глубина, км
Рис. 4. Скоростные разрезы, характерные для основных тектонических структур
На глубинах 100-300 км были выявлены высокоскоростная и низкоскоростная аномалии в интервалах широт 45 — 80о и 30 — 45°, соответственно. Аналогичные аномалии видны и на рис. 5, но здесь они проявляются более детализировано.
- 2 - 10 1 2 3
5Vs / Vs, %
Рис. 5. Распределение скорости поперечных волн с глубиной вдоль меридионального профиля 30о E
В работе [15] была получена грубая оценка скоростного строения западной части ВЕП до глубины 250 км по дисперсионным кривым фазовых скоростей волн Релея и Лява, измеренных дифференциальным методом на парах станций от удалённых землетрясений. Было обнаружено повышение скорости поперечных волн на глубинах 100-250 км в окрестности точки с координатами 30оE, 55°N. Аналогичная зона повышенной скорости выявлена и в настоящей работе, хотя она оказывается несколько смещённой к северу.
Заключение.Таким образом, в целом результаты данной работы качественно согласуются с теми, которые были получены ранее, но являются значительно более детальными, и дают возможность интерпретировать полученные аномалии скорости с точки зрения тектонических особенностей региона. Главным выводом настоящего исследования можно считать то, что глубинное строение региона (верхняя мантия до глубины 300 км) находит своё отражение в поверхностных структурах, поскольку регионализация территории до настоящего времени проводилась только по особенностям строения верхних этажей земной коры. А это значит, что происхождение поверхностных структур обусловлено особенностями глубинного строения.
В работе использовались данные, предоставленные сейсмическими сетями IRIS/IDA-GSN (http://ida.ucsd.edu/), IRIS/USGS-GDSN (http://aslwww.cr.usgs.gov, http://www.liss.org), GEOFON (http://www.gfz-potsdam.de/geofon). Часть рисунков построена с помощью пакета GMT [22].
Литература
1. Snieder R. Extracting the Green’s function from the correlation of coda waves: a derivation based on stationary phase // Phys. Rev. (E). 2004. Vol. 69. P. 046610-(1)-046610-(8).
2. Lobkis O. I., Weaver R. L. On the emergence of the Green’s function in the correlations of a diffuse field // J. Acoust. Soc. Am. 2001. Vol. 110. P. 3011-3017.
3. Weaver R. L., Lobkis O. I. Diffuse fields in open systems and the emergence of the Green’s function (L) // Ibid. 2004. Vol. 116. P. 2731-2734.
4. Roux P., Sabra K. G., Kuperman W. A. Ambient noise cross correlation in free space: theoretical approach // Ibid. 2005. Vol. 117. P. 79-84.
5. Sabra K. G., Roux P., Kuperman W. A. Emergence rate of the time-domain Green’s function from the ambient noise correlation function // Ibid. 2005. Vol. 118. P. 3524-3531.
6. Shapiro N. M., Campillo M. Emergence of broadband Rayleigh waves from correlations of the ambient seismic noise // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. P. L07614-(1)-L07614-(4).
7. Shapiro N. M., Campillo M., Stehly L., Ritzwoller M. H. High-resolution surface-wave tomography from ambient seismic noise // Science. 2005. Vol. 307. P. 1615-1618.
8. Sabra K. G., Gerstoft P., Roux P. et al. Surface wave tomography from microseisms in Southern California // Geophys. Res. Lett. 2005. Vol. 32. P. L14311-(1)-L14311-(5).
9. Yang Y., Forsyth D. W. Rayleigh wave phase velocities, small-scale convection, and azimuthal anisotropy beneath southern California // J. Geophys. Res. 2006. Vol. 111. P. B07306-(1)-B07306-(11).
10. Yang Y., Ritzwoller M. H., Levshin A. L., Shapiro N. M. Ambient noise Rayleigh wave tomography across Europe // Geophys. J. Int. 2007. Vol. 168. P. 259-274.
11. Lin F. C., Ritzwoller M. H., Townend J. et al. Ambient noise Rayleigh wave tomography of New Zealand // Ibid. 2007. Vol. 172. P. 649-666.
12. Lin F. C., Moschetti M. P., Ritzwoller M. H. Surface wave tomography of the western United States from ambient seismic noise: Rayleigh and Love wave phase velocity maps // Ibid. 2008. Vol. 173. P. 281-298.
13. Bensen G. D., Ritzwoller M. H., Barmin P. et al. Processing seismic ambient noise data to obtain reliable broad-band surface wave dispersion measurements // Ibid. 2007. Vol. 169. P. 1239-1260.
14. Muyzert E., Paulssen H., Snieder R. A seismic cross-section through the east European continent // Ibid. 1999. Vol. 136. P. 695-704.
15. Фарафонова Ю. Г., Яновская Т. Б. Строение верхней мантии западной части ВосточноЕвропейской платформы по скоростям поверхностных волн // Физика Земли. 2003. № 8. C. 3-10.
16. Королёва Т. Ю., Яновская Т. Б., Патрушева С. С. Использование сейсмического шума для определения структуры верхней толщи Земли // Физика Земли. 2009. № 5. C. 3-14.
17. Яновская Т. Б., Кожевников В. М. Анизотропия верхней мантии Азиатского континента по групповым скоростям волн Релея и Лява // Геология и геофизика. 2006. T. 47. № 5. С. 622-629.
18. Nolet G. Partitioned waveform inversion and the two-dimensional structure under the network of autonomously recording seismograph // J. Geophys. Res. 1990. Vol. 95. P. 8499-8512.
19. Фарафонова Ю. Г., Панца Дж. Ф., Яновская Т. Б., Дольони К. Структура верхней мантии в Альпийской зоне по данным поверхностно-волновой томографии // Докл. РАН. 2007. T. 416. № 3. C. 388-391.
20. Дитмар П. Г., Яновская Т. Б. Обобщение метода Бэйкуса-Гильберта для оценки горизонтальных вариаций скорости поверхностных волн // Изв. АН СССР. Физика Земли. 1987. № 6. С. 30-40.
21. Marquering H., Snieder R. Shear-wave velocity structure beneath Europe, the northeastern Atlantic and western Asia from waveform inversions including surface-wave mode coupling // Geo-phys. J. Int. 1996. Vol. 127. P. 283-304.
22. Wessel P., Smith W. H. F. New improved version of generic mapping tools released // Eos, Trans. Amer. Geophys. Un. 2001. Vol. 79. P. 579.
Принято к публикации 8 декабря 2008 г.
