Затуханием сейсмических волн называют уменьшение амплитуды (или энергии) волны при прохождении ее в геологической среде вследствие геометрического расхождения, рассеяния на неоднородностях, потерь на тепло и др. [Aki, Chouet, 1975]. Для описания затухания обычно используется безразмерный параметр Q (добротность), который определяется как отношение энергии волны к энергии, потерянной за один цикл колебания. На сайте представлены основные результаты исследования затухания сейсмических волн в литосфере и верхней мантии трех рифтовых систем и окружающих их структур: Байкальской рифтовой системы, Восточно-Африканской рифтовой системы (на примере Кенийского рифта) и северной части Провинции Бассейнов и Хребтов.

  Методы

Для расчета эффективной сейсмической добротности по коде (Q_C) используется модель обратного диффузного рассеяния на неоднородностях среды [Aki, Chouet, 1975].  Эта модель  рассматривает кода-волны как суперпозицию объемных волн, отраженных от случайно распределенных в среде неоднородностей. Уменьшение амплитуды коды со временем происходит вследствие затухания энергии и геометрического расхождения и не зависит от характеристик очага землетрясения, эффектов пути и усиления на сейсмостанции [Aki, 1969]. Обычно добротность увеличивается с частотой согласно [Mitchell, 1981]:  

Q_C(f)=Q₀·(f/f₀)ⁿ                                                    (1)

где Q_C(f) – добротность среды по коде, Q₀ – добротность на некоторой референтной частоте f₀ (как правило, 1 Гц) и n – частотный параметр, который близок к 1 и меняется от региона к региону в зависимости от неоднородности среды [Aki, 1981]. Отношение (1) показывает, что затухание сейсмических волн со временем (расстоянием от источника) различно на разных частотах. Амплитуда кода-волны в момент времени t от времени в очаге для сейсмограммы, отфильтрованной на центральной частоте f, связывается с добротностью следующим соотношением [Aki, Chouet, 1975]:

A(f, t)=W(f)·t^–α·exp[–πft/Q_C(f)]                                                    (2)

где α – характеристика геометрического расхождения (для объемных волн α=1,0 [Sato, Fehler, 1998]), W(f) –временная функция источника. Прологарифмировав (2), получим:

ln(A(f, t)·t)= ln(W(f))–πft/Q_C(f)                                                    (3)

Наклон графика ln(A(f, t)), построенного во временной шкале, определяет значение Q для рассматриваемой частоты f (рис. 1). Согласно [Rautian, Khalturin, 1978], приведенные выше соотношения действительны для времен больших, чем удвоенное время пробега S-волны, т.к. для этих времен очаговым процессом можно пренебречь.

 

Рисунок 1. Пример обработки коды для расчета сейсмической добротности. Вверху показана исходная запись, стрелками показано время в очаге, скобкой - анализируемый участок коды. Внизу слева - отфильтрованные сейсмограммы (полоса пропускания – 0.2–0.5, 0.5–1.0, 1.0–2.0, 2.0–4.0, 4.0–8.0 и 8.0–16.0 Гц соответственно). Посередине - отфильтрованный сегмент коды, используемый для расчета (длина окна 60 сек); серым показана отфильтрованная сейсмограмма, черным - огибающая, построенная по пиковым амплитудам. Справа – пиковые амплитуды кода-волн в зависимости от времени и соответствующая линия регрессии.

Метод нормализации коды [Aki, 1980] использован для расчета сейсмической добротности по прямым объемным P- и S-волнам (Q_P, Q_S) и кода-волнам (Q_C). Метод огибающей сейсмической коды [Экспериментальные…, 1981; Копничев, 1991; Аптикаева и др., 1995] используется для построения глубинных разрезов  добротности  для  отдельных  областей исследуемой территории. Метод Веннерберга [1993] применяется для разделения общего затухания на две компоненты: затухание вследствие рассеяния на неоднородностях среды (Qsc) и вследствие потерь внутренней энергии (Qi). Данный метод [Wennerberg, 1993] рассматривает возможность реинтерпретации полученного значения Qc в терминах многократного рассеяния [Zeng, 1991]. В его основе лежит предположение о том, что добротность, определенная по прямым поперечным волнам в объеме среды, эквивалентом объему формирования коды, описывает общее затухание Q_T.

БАЙКАЛЬСКАЯ РИФТОВАЯ СИСТЕМА И ЕЕ ОКРУЖЕНИЕ

***

В рамках проводимых исследований были рассчитаны латеральные и вертикальные вариации затухания для всех территории БРС, а также для отдельных тектонических структур в ее пределах. Выполнен расчет глубинных разрезов добротности для северо-восточного фланга рифтовой системы, оценено затухание в зонах крупных разломов южного обрамления Сибирской платформы, проведены сопоставления затухания прямых поперечных и кода-волн. Ниже приведены основные результаты исследований.

***

Байкальская рифтовая система (БРС) расположена в Северной Евразии (юг Восточной Сибири) и является второй по величине континентальной рифтовой системой в мире (рис. 2). Она протягивается вдоль края Сибирской платформы на 1600 км из северо-западной Монголии через горные сооружения Восточной Сибири до Южной Якутии и состоит из линейной системы поднятий и впадин, ограниченных разломами преимущественно сбросового кинематического типа [Logatchev, Florensov, 1978]. Основу древней структуры региона представляют археско-протерозойская Сибирская платформа и Саяно-Байкальская складчатая область, которые являются тектоническими структурами первого порядка.

Рисунок 2. Схема неотектонических структур Байкальской рифтовой системы и ее окружения. Буквами обозначены кайнозойские рифтовые впадины: Ч – Чарская, М – Муйская, Мк – Муяканская, ВМ – Верхнемуйская, ВА – Верхнеангарская, К – Кичерская, ЦБ – Ципа-Баунтовская, Б – Баргузинская, СБ – Северо-Байкальская, ЮБ – Южно-Байкальская, Тк – Тункинская, Х – Хубсугульская, Д – Дархатская, Б – Бусийнгольская, Бл – Белинская, Т – Терехольская. Цифрами в кружках обозначены разломы: 1 – Кодарский, 2 – Южно-Муйский, 3 – Северо-Муйский, 4 – Верхнемуйский, 5 – Муяканский, 6 – Верхнеангарский, 7 – Кичерский, 8 – Акитканский, 9 – Ципа-Баунтовский,10 – Баргузинский, 11 – Приморский, 12 – Морской, 13 – Обручевский, 14 – Главный Саянский, 15 – Передовой, 16 – Тункинский, 17 – Окино-Жомболокский, 18 – Байкало-Мондинский, 19 – Хубсугульский, 20 – Дархатский, 21 – Цэцэрлэгский, 22 – Болнайский (Хангайский). На врезке показано положение БРС (выделено красным прямоугольником).

Данные

Для расчетов использовались данные региональных сетей станций Байкальского и Бурятского филиалов Геофизической Службы Сибирского отделения Российской Академии наук (ГС СО РАН),  а также Красноярского научно-исследовательского института геологии и минерального сырья» (КНИИГиМС) (рис. 3). Более подробно о сетях сейсмических станций и используемой аппаратуре можно прочитать на официальных сайтах Байкальского филиала ГС СО РАН: http://www.seis-bykl.ru  и КНИИГиМС: http://www.kniigims.ru/seismicmonitoring.

Рисунок 3. Сети сейсмических станций в районе БРС и окружающих регионах. Желтыми треугольниками показаны сейсмические станции Байкальского филиала Геофизической службы СО РАН, красными прямоугольниками – станции Бурятского филиала ГС СО РАН, голубыми кружками – станции Красноярского НИИГИМС. Для каждой станции дан международный код. Цифровой рельеф по данным (Ryan et al., 2009).

Для определения добротности из оперативного регионального каталога землетрясений БРС было отобрано 274 события с энергетическими классами К_Р=9,6–13,7 (M_L=3,1–5,4), произошедших за период 2001–2007 гг. (рис. 4).

Рисунок 4. Карта эпицентров землетрясений, использованных при расчете добротности QC. Цифровой рельеф заимствован с сайта Marine Geoscience Data System Колумбийского университета (http://www.marine-geo.org/).

Землетрясения выбирались так, чтобы избежать предела пикового насыщения амплитуд. Эпицентральные расстояния Δ менялись в пределах от 15 до 300 км. Покрытие региона землетрясениями соответствует пространственному распределению эпицентров землетрясений в БРС (рис. 4), сейсмические трассы «источник – приемник» хорошо покрывают рифтовые впадины, горные поднятия и южный выступ Сибирской платформы (рис. 5).

Рисунок 5. Схема покрытия исследуемого региона трассами источник – приемник. Треугольниками показаны сейсмические станции, кружками – эпицентры землетрясений; штрих-пунктиром – государственная граница.

Для оценки эффективной добротности среды использовалась модель однократного рассеяния К. Аки (см. раздел Методы) [Aki, Chouet, 1975]. При расчете параметров затухания использовалась программа CodaQ (входит в состав пакета программ Seisan) [Havskov, Ottemoller, 2006]. Для расчета добротности записи фильтровались фильтром Баттерворта с центральной частотой пропускания 0,3±0,2, 0,75±0,25, 1,5±0,5, 3,0±1,0, 6,0±2,0, 12,0±4,0 Гц, при этом все расчеты производились только для событий с отношением «сигнал – шум» не менее 4. Начало окна для обработки коды выбиралось равным удвоенному значению времени пробега S-волны [Rautian, Khalturin, 1978]. Длина окна для обработки коды выбиралась равной 20, 30, 40, 50, 60, 70, 80 и 90 секунд.

Вертикальные вариации затухания

Согласно [Pulli, 1984] значение добротности, полученное на сейсмической станции, характеризует некоторый объем пространства (эллипсоид), в фокусах которого находятся источник и станция. Размеры осей эллипсоида (a, b – длина и ширина эллипсоида, с – нижняя граница эллипсоида с учетом глубины очага землетрясения) зависят от скорости кода-волн (Vc), расстояния «источник – приемник» (r), глубины очага землетрясения и средней длины временного окна обработки коды, которое определяется через начальное время для окна обработки коды и длину окна коды W. То есть размеры исследуемой области зависят, во-первых, от длины окна обработки коды W и, во-вторых, от расстояния «источник – приемник». Таким образом, меняя длину окна, можно проследить характер изменения добротности и ее зависимости от частоты с глубиной (рис. 6).

Рисунок 6. Схема формирования коды.

Для выбранных событий  среднее эпицентральное расстояние равно 140 км, среднее значение tstart=77 сек. Поскольку для рассматриваемых землетрясений нет надежных определений глубин, то средняя глубина очагов землетрясений h бралась равной 15 км согласно [Гилева и др., 2000, 2007; Радзиминович и др., 2003; Арефьев и др., 2008; Суворов, Тубанов, 2008; Радзиминович, 2010; Radziminovitch et al., 2005]. Параметры глубины залегания нижней границы эллипсоида c при различных длинах окна обработки коды меняются от 87 до 183 км.

На рисунке 7 показаны графики зависимости добротности Qc от центральной частоты f для всех 8 временных окон. Для каждого случая получена эмпирическая зависимость Qc(f) согласно уравнению (1):
W=20 сек: Q₀=103±9; n=0,89±0,06;
W=30 сек: Q₀=140±9; n=0,91±0,04;
W=40 сек: Q₀=168±8; n=0,92±0,03;
W=50 сек: Q₀=201±14; n=0,89±0,05;
W=60 сек: Q₀=234±18; n=0,87±0,05;
W=70 сек: Q₀=267±22; n=0,85±0,06;
W=80 сек: Q₀=298±24; n=0,83±0,06;
W=90 сек: Q₀=325±25; n=0,81±0,06.

Рисунок 7. Зависимость QC(f) от длины окна обработки коды W (сек). Справа для каждой кривой приведены соответствующие значения глубины залегания нижней границы эллипсоида c (км).

Коэффициент затухания δ может быть определен из добротности:

δ=π·f/(Q·Vc),

где f – частота, Q – добротность на этой частоте f. Размерность коэффициента затухания [км-1].
На рисунке 8 показано изменение коэффициента затухания с глубиной залегания нижней границы эллипсоида. Уравнение регрессии имеет вид:

δ=7,03∙c –1,52.

 Степенная форма зависимости δ(c) говорит о том, что уменьшение затухания с глубиной в верхней части литосферы происходит быстрее по сравнению с ее нижней частью.

Рисунок 8. Изменение коэффициента затухания δ (км-1) с увеличением глубины залегания нижней границы эллипсоида c (км). Для каждого значения δ показано среднеквадратичное отклонение.

Согласно полученным эмпирическим зависимостям Qc(f) для разных значений длины окна при обработке коды частотный параметр n меняется от 0,89 до 0,81 с увеличением глубины залегания нижней границы эллипсоида. На затухание сейсмических волн, помимо степени неоднородности среды, влияют такие физические параметры как давление, температура и содержание флюида в среде [Johnston et al., 1981]. Влияние этих факторов неравнозначно. Увеличение добротности и уменьшение коэффициента затухания и частотного параметра с увеличением длины окна обработки коды (и, соответственно, глубины) показывают, что неоднородность среды уменьшается с глубиной, так как высокое давление в нижней части коры приводит к закрытию трещин и проявлению пластических деформаций в зонах разломов [Николаевский, 1984].

На рисунке 9 показано изменение коэффициента затухания и частотного параметра с глубиной. Видно, что оба параметра меняются неравномерно, отражая нелинейное изменение свойств среды с глубиной. Область максимального градиента характеристик затухания приурочена к глубинам 100-120 км. По данным о скоростях поперечных SV- и SH-волн в коре и мантии [Lebedev et al., 2006] именно на этих глубинах (60-100 км) начинается верхняя мантия. По результатам совместной инверсии геофизических и петрологических данных подошва литосферы в БРС находится на глубинах 80-90 км [Fullea et al., 2012].  Анализ скоростных аномалий продольных волн, полученных по результатам телесейсмической 2D-томографии вдоль БРС [Мордвинова, 2009], показывает, что под многими структурами рифтовой системы на глубине 100 км также прослеживается скоростная граница.

Рисунок 9. Изменение коэффициента затухания (слева) и частотного параметра (справа) и их градиентов (внизу) с глубиной. Желтой полосой показана область максимального градиента.

 Таким образом, можно заключить, что коэффициент затухания и частотный параметр отражают реальные свойства среды, а их максимальные градиенты приурочены к скоростным границам.

Глубинные разрезы сейсмической добротности

Глубинные разрезы сейсмической добротности были получены по кода-волнам сильных и умеренных локальных землетрясений (20 событий с магнитудой М≥4, зарегистрированных на эпицентральных расстояниях до 300 км, рис. 10).

Рисунок 10. Исследуемый регион и расположение локальных глубинных разрезов сейсмической добротности. Треугольниками обозначены сейсмические станции, положение разрезов показано черными линиями, цифрами – номера разрезов, буквами обозначены кайнозойские рифтовые впадины: К – Кичерская, ВА – Верхне-Ангарская, СБ – Северо-Байкальская, Б – Баргузинская, ЦБ – Ципа-Баунтовская, ВМ – Верхне-Муйская, Мк – Муя-Канская, М – Муйская, Ч – Чарская. Темно-серым цветом показано поле базальтов.

В работе использовалось два метода: 1) метод огибающей сейсмической коды [Раутиан и др., 1981; Копничев, 1992] и 2) метод скользящего окна (длина окна бралась равной 10-15 секундам, шаг 5 секунд). Глубина проникновения кода-волн рассчитывалась согласно стандартному подходу, исходя из простых геометрических соображений [Pulli, 1984]. Для анализа глубинных вариаций затухания использовались значения добротности на частоте 1 Гц, т.к. на этих частотах наиболее хорошо проявляется неоднородность поля затухания [Копничев, 1992].

В результате были получены глубинные разрезы сейсмической добротности Q_C для одиннадцати локальных областей рассматриваемого региона (рис. 10). На разрезах Q_C наблюдаются достаточно сильные вариации добротности (от 50 до 170), при этом отмечается неравномерное изменение величины Q_C с глубиной – наблюдается чередование слоев с повышенным и пониженным затуханием. Это явление может быть объяснено влиянием скоростных границ в литосфере. В частности, практически на всех одиннадцати профилях выделяется переходная зона на глубине примерно 100 км. В то же время анализ скоростных аномалий продольных волн, полученных по результатам телесейсмической 2D-томографии вдоль БРС [Мордвинова, 2009], показывает, что под многими структурами рифтовой системы на глубине 100 км также прослеживается скоростная граница. На рисунке 2 приведен пример полученного разреза по профилю 3 (станция Нижнеангарск) в сравнении со скоростной моделью среды по данным [Ананьин и др., 2009]. Сопоставление полученных разрезов Qc с одномерными профилями скоростей S-волн [Ананьин и др., 2009] показывает, что изменения значений добротности приурочены к скоростным границам среды, причем для областей с повышенными скоростями сейсмических волн также характерны повышенные значения Qc и наоборот (рис. 11).

Рисунок 11. Сравнение глубинных разрезов добротности (слева, профиль 3, станция Нижнеангарск, NIZ, среднеквадратичное отклонение показано серым) и скоростей S-волн (справа, серым показана референц-модель, [Ананьин и др., 2009]. Пунктирными линиями выделены области низкого затухания и  низких скоростей S-волн.

Полученная многослойная модель сейсмической добротности литосферы северо-восточного фланга БРС с чередованием слоев с повышенным и пониженным затуханием совместно с аналогичными результатами ранее для юго-западного фланга [Копничев, 1992], и отсутствие единой крупной аномалии в поле затухания сейсмических волн могут являться свидетельствами пассивного механизма формирования рифтовой системы.

 Сопоставление значений Qс и Qs

Полученные значения Qc(f) сопоставлялись со значениями добротности для прямых S-волн Qs(f). Для расчета Qs(f) были выбраны 16 сильных местных землетрясений (с энергетическими классами Кp=12,6–15,7 и магнитудами по объемным волнам mb=5,0–6,0), произошедших в пределах рифтовой системы за период 2003–2006 гг. Для определения добротности использовались записи только прямых S-волн, эпицентральные расстояния ∆ менялись в пределах 20–169 км. Записи фильтровались пропускающим фильтром Поттера в частотных диапазонах: 0,1–0,5; 0,5–1,0; 1,0–2,0; 2,0–4,0; 4,0–8,0 и 8,0–16,0 Гц. На отфильтрованной записи находились максимальные амплитуды смещений (Amax) и соответствующие им частоты (fmax), амплитуды смещений для разных землетрясений приводились к одному энергетическому классу. По полученным данным для каждого частотного диапазона строились графики зависимости Amax(∆) и находились значения 1/Q на пяти центральных частотах fц (0,3, 0,75, 1,5, 3,0 и 6,0 Гц). Отсутствие измерений 1/Q для частотного диапазона 8,0–16,0 Гц связано с недостаточным количеством исходных данных – местные землетрясения (Δ≤200 км) характеризуются короткопериодным излучением.
Окончательный расчет Qs базируется более чем на 200 индивидуальных измерениях. На рисунке 12 сопоставлены зависимости Q(f) для прямых волн и коды. Видно, что в области низких частот (0,1–8,0 Гц) значения добротности S- и кода-волн хорошо соответствуют друг другу. Зависимость добротности от частоты в области низких частот (f=0,5–8,0 Гц) для прямых поперечных волн имеет вид:

Qs(f)=108·f ^0,85,

и для кода-волн:

Qc(f)=107·f ^0,88.

Согласованность значений добротности прямых поперечных и кода-волн может являться дополнительным доказательством того, что кода-волны представляют собой рассеянные и отраженные от неоднородностей литосферы поперечные волны [Aki, Chouet, 1975 и др.].

Рисунок 12. Зависимость добротности от частоты для кода-волн и прямых волн. Условные обозначения: 1, 2 – значения добротности кода (1) и прямых (2) волн на разных частотах; 3, 4 – уравнения регрессии для кода-волн: Qc(f)=107·f ^0,88 (3) и прямых волн: Qs(f)=108·f ^0,85 (4) волн.

 Латеральные вариации затухания

Помимо расчета эффективной добротности для всей рассматриваемой территории БРС оценки Qc(f) и коэффициента затухания δ выполнялись также для отдельных, составляющих ее тектонических блоков: Сибирской платформы, рифтовых впадин, горных поднятий (рис. 13, табл. 1).

Рисунок 13. Пространственное распределение добротности (на частоте 1 Гц) и частотного параметра, Q0/n. Буквами в прямоугольниках показан возраст консолидации коры разных тектонических блоков: AR-PR – архей-протерозой, PZ1 – нижний палеозой, V – венд.

Полученные значения добротности удовлетворительно согласуются с определениями добротности (Qc=120±15), выполненными В.А. Потаповым с соавторами, по записям слабых землетрясений Южного Байкала и афтершоков Тункинского землетрясения (29 июня 1995 г., Кp=14,5) [Потапов и др., 1996; Potapov et al., 1997]. Значения коэффициента затухания (0,0060±0,0010) и добротности (Q0=150), полученные в тех же работах по записям сильных землетрясений на сейсмической станции Иркутск (IRK), хорошо согласуются с параметрами, определенными в настоящей работе: коэффициент затухания δ=0,0066±0,0013 км^-1 и добротность Q0=134±26 (параметры получены на сейсмической станции Иркутск). Добротность верхней кристаллической коры (Qc=140, f=1,7 Hz), полученная для северо-восточного фланга БРС [Раутиан и др., 1981], согласуется с результатами определений Qc, полученным в представленной работе: Qc=132±56 на частоте f=1–2 Гц (см. табл. 1).

Таблица 1.
Результаты определения добротности для отдельных районов БРС

Примечание: в графе 1 дано название района, для которого выполнен расчет добротности, 2 – добротность на частоте 1 Гц, 4 – частотный параметр, 3, 5 – среднеквадратичные отклонения полученных значений Q и n соответственно, 6 – минимальное количество измерений для фиксированной длины окна.

 Согласно [Mak et al., 2004] для тектонически активных регионов мира наблюдаются высокие значения затухания сейсмических волн (Q<200, δ>0,004 км-1), низкие значения (Q>600, δ<0,001 км-1) – для стабильных областей и промежуточные значения (Q=200–600, δ=0,001–0,004 км-1) – для районов с умеренной тектонической активностью. Показатель зависимости добротности от частоты n (или частотный параметр) в уравнении (1) также характеризует среду и увеличивается с интенсивностью тектонической активности региона. Его значения варьируют от n<0,5 для стабильных регионов до n=0,3–0,8 для областей с умеренной тектоникой и до n>0,8 для тектонически активных регионов [Mak et al., 2004]. Результаты определения параметров затухания, полученные для БРС, свидетельствуют о высокой тектонической активности исследуемого региона, что подтверждается сейсмической активностью и высокими скоростями современных горизонтальных тектонических движений по данным GPS-геодезии [Саньков и др., 2009].

Вместе с тем, при детальном рассмотрении соотношений параметров затухания Qc и n для отдельных тектонических блоков отмечаются некоторые важные особенности. Одна из наблюдаемых тенденций состоит в том, что как затухание, так и частотный параметр снижаются для древних стабильных областей, то есть в целом зависят от возраста консолидации земной коры. Максимальные значения Qc и минимальные значения n характерны для докембрийской Сибирской платформы (табл. 1, рис. 13). Несколько ниже добротность литосферы для нижнепалеозойского Хамар-Дабанского блока и докембрийской Муйской глыбы (табл. 3.3, рис. 13, 14). Вместе с тем, отмечается существенное снижение добротности как докембрийских, так и палеозойских участков коры при внедрении в них процессов рифтогенеза. Так, для структур северо-восточного фланга БРС (Чарской впадина и ее окружение), которые внедряется в пределы южного выступа Сибирской платформы, характерны пониженные значения добротности и повышенные значения n (табл. 1, рис. 13, 14). Схожая ситуация наблюдается для сейсмически активных Окинского и Восточно-Саянского блоков, относящихся к вендскому Тувино-Монгольскому микроконтиненту (табл. 1, рис. 13, 14).

Рисунок 14. Пространственное распределение добротности (на частоте 1 Гц) и частотного параметра, Q0/n. Основа – карта реализации сейсмического момента (в Н∙м) за период 1950–2010 гг. (сейсмические моменты землетрясений рассчитаны по зависимости, полученной авторами, см. Очаговые параметры). Обозначения как на рис. 3.9.

По простиранию рифтовой системы добротность Qc меняется в пределах от 72 до 109, а показатель неоднородности среды n изменяется в пределах от 0,87 до 1,22 (табл. 1, рис. 13, 14). В целом минимумы Qc приурочены к впадинам, в максимумы – к перемычкам и плечам рифтов. Наблюдается хорошая согласованность между параметрами затухания сейсмических волн и сейсмической активность (рис. 13), плотностью разломов (рис. 3.15) и тепловым потоком (рис. 3.16) — для областей с высокими значениями суммарного сейсмического момента и плотности разломов, а также относительно высокими значениями теплового потока наблюдаются низкие значения добротности и высокие значения частотного параметра. Но в то же время отмечается существование двух контрастных аномалий — район Муи (северо-восточный фланг БРС) и Северный Байкал.

Рисунок 15. Пространственное распределение добротности (на частоте 1 Гц) и частотного параметра, Q0/n. Основа – карта плотности разломов [Sherman, 1992].

Рисунок 16. Пространственное распределение добротности (на частоте 1 Гц) и частотного параметра, Q0/n. Основа - карта осредненного теплового потока по данным [Каталог данных.., 1985; Golubev, 2000, 2007; Lysak, 1988, 2002]. Точками  показаны места измерения теплового потока.

Для Муйского района определены самые низкие на рассматриваемой территории значения добротности (72) и самые высокие значения частотного параметра (1,22), что хорошо согласуется с высокой сейсмической активностью данной части рифта. Но плотность разломов здесь относительно низкая (~70), что противоречит высокому значению n. С другой стороны, здесь локализована аномалия теплового потока (147 mW). Существование этой аномалии может объяснять высокое затухание сейсмических волн в данной области [Аптикаева, 1991]. Другой аномальной областью является Северо-Байкальская впадина. Она характеризуется высоким значением Q (109)и относительно низким значение n (0.88), в то время как уровень современной сейсмической активности и плотность разломов здесь низкие. Но в этом месте также находится локальная аномалия теплового потока. То есть увеличение теплового потока приводит к увеличению затухания.

В результате проведенных сопоставлений можно заключить, что механическая нарушенность среды (вместе с возрастом консолидации коры) является вторичным фактором, влияющим на затухание сейсмических волн, в то время как современная сейсмическая активность, отражающая процессы современного разломообразования, и тепловой поток (в меньшей степени), являются доминирующими факторами. Таким образом, литосфера под структурами БРС обладает высоким уровнем затухания и неоднородности, что, по нашему мнению, связано с активно протекающими процессами современного разломообразования [Шерман, 1977] и высоким уровнем разогрева недр [Лысак, 1988]. 

С использованием записей региональных землетрясений и взрывов, полученных региональными сетями станций Байкальского (BYKL) и Бурятского (BUR) филиалов ГС СО РАН и Красноярского НИИГиМС (KRAR), определены характеристики затухания  для литосферы юга Восточной Сибири: поднятие Кузнецкого Алатау, Саяно-Тувинское поднятие, юго-западного фланга Байкальской рифтовой системы (БРС) и прилегающие структуры (рис. 17).

Рисунок 17. Исследуемый регион. Кружками показаны эпицентры землетрясений и взрывов, треугольниками и квадратами – сейсмические станции сетей BYKL, BUR и KRAR (см. пояснения в тексте). Прямоугольниками показаны области, для которых были получены оценки затухания сейсмических волн (римскими цифрами показаны номера областей). Цифровой рельеф заимствован с сайта Marine Geoscience Data System Колумбийского университета (http://www.marine-geo.org/).

Рассматриваемая территория характеризуется высоким уровнем сейсмической активности, при этом пространственное распределение сейсмических событий здесь неоднородно. В БРС землетрясения концентрируются в основном в пределах рифтовых впадин, Забайкалье характеризуется рассеянной слабой сейсмичностью, а Сибирская платформа практически асейсмична. Для Саяно-Тувинского поднятия наблюдается высокий уровень сейсмичности, также здесь локализованы две мощные афтершоковые последовательности – Бусингольская (1991-1992 гг.) и Тувинская (2011-2012 гг.). Область поднятия Кузнецкого Алатау отличается большим количеством мощных промышленных взрывов в  угольных шахтах. Природная сейсмичность здесь редкая, умеренная.

Поскольку рассматриваемая область включает в себя различные по уровню сейсмической активности и геодинамическому типу структуры, то расчеты сейсмической добротности проводились нами для восьми отдельных районов (рис. 17):

I – область поднятия Кузнецкого Алатау, регион с умеренной редкой сейсмичностью, для расчета параметров затухания использовались записи мощных карьерных взрывов;

II – эпицентральная область Тувинских землетрясений 2011-2012 гг., где использовались записи афтершоков, полученные на станциях HVS, KZL, ORL, MOY и ARS;

III – Саяно-Тувинская горная область (здесь и далее для расчетов параметров затухания использовались записи землетрясений, полученные на станциях, расположенных внутри или на периферии выделенной области);

IV – Тункинская рифтовая впадина;

V – Хамар-Дабанский блок;

VI – Забайкальский блок (часть Амурской плиты);

VII – южная часть Южно-Байкальской рифтовой впадины;

VIII – северная часть Южно-Байкальской рифтовой впадины.

Всего для определения добротности было отобрано 539 землетрясений и взрывов с энергетическими классами К=7-15.9 (рис. 17), произошедших за период с 1998 по 2014 гг. Для расчета сейсмической добротности использовалась программа CodaQ, входящая в состав пакета программ SEISAN (Havskov, Ottemoller, 2003). Значения добротности рассчитывались на 6 центральных частотах: 0.3±0.2, 0.75±0.25, 1.5±0.5, 3±1, 6±2 и 12±4 Гц. Начало окна для обработки коды бралось с момента времени t_start, равного удвоенному значению времени пробега S-волны согласно (Rautian, Khalturin, 1978), а длина окна W бралась равной от 10 до 90 с (шаг 10 секунд). При расчетах отношение полезного сигнала к помехе S/N не менее 3.

В результате получены определения сейсмической добротности для восьми выбранных районов. Наблюдается сильная зависимость добротности от частоты. Так, например, для района VII (южная часть Южно-Байкальской впадины) величина Q меняется от 38 (на частоте 0.3 Гц) до 903 (на частоте 12 Гц) и т.д. Для каждого района для всех используемых временных окон получены эмпирические зависимости добротности от частоты согласно формуле (1), они приведены в таблице 2.

Таблица 2. Результаты определения параметров затухания .

Примечание: в графе 1 дана длина временного окна для обработки коды; 2, 3 – значение сейсмической добротности и его среднеквадратичное отклонение на частоте 1 Гц; 4, 5 – значение частотного параметра и его среднеквадратичное отклонение; 6 – значение коэффициента затухания; 7 – количество индивидуальных определений сейсмической добротности для данного временного окна.

Анализ полученных зависимостей показывает, что с увеличением длины окна обработки коды также отмечается рост сейсмической добротности (табл. 2, рис. 18). Изменение частотного параметра n с увеличение длины окна происходит неравномерно, для некоторых районов отмечается повышение значения n с увеличением W (рис. 19). В то же время наблюдается общая тенденция к уменьшению частотного параметра с увеличением длины окна. Нелинейное поведение частотного параметра с глубиной может объясняться существованием на этих глубинах скоростных границ и/или локальных неоднородностей, приводящих к относительному увеличению затухания.

Рисунок 18. Зависимость сейсмической добротности от длины окна обработки коды для каждого района. Для каждого определения показано среднеквадратичное отклонение.

 

Рисунок 19. Зависимость частотного параметра от длины окна обработки коды для каждого района. Для каждого определения показано среднеквадратичное отклонение.

Анализ зависимостей Q(f) для разных районов показывает, что они достаточно сильно отличаются (табл. 2). Для удобства сопоставления для районов были посчитаны коэффициенты затухания (даны в таблице 2). Видим, что максимальный коэффициент затухания δ (0.015 км-1) и максимальный частотный параметр n (1.14) получены для района I. Такое высокое затухания для относительно стабильного региона объясняется, во-первых, использованием записей карьерных взрывов, т.е. сейсмическая волна изначально распространяется близ поверхности, где нарушенность среды наибольшая, и, во-вторых, высокой неоднородностью среды, связанной с шахтами и карьерами. Самое низкое затухание получено для Забайкалья (район VI): δ=0.007 км-1, n=0.73, что подтверждается как низкой сейсмической активностью района, так и его относительной ненарушенностью разрывными нарушениями. Высокие коэффициенты затухания (δ=0.009-0.010 км-1) и неоднородности среды получены для кайнозойских рифтовых впадин, а также для Хамар-Дабанского блока и Саяно-Тувинской горной области. Относительно низкие значения параметров δ (0.008) и n (0.7) определены для района II по афтершокам Тувинских землетрясений, что частично может быть связано с большими эпицентральными расстояниями до регистрирующих станций.

Помимо расчета параметров затухания для выделенных районов также были рассчитаны значения добротности и частотного параметра для каждой сейсмической станции. Для расчета использовались все сейсмические события, локализованные в пределах окружности радиусом 300 км. Результаты расчетов представлены в таблице 3.

Таблица 3. Параметры затухания для каждой сейсмической станции.

 

Примечание: в графе 1 дан порядковый номер сейсмической станции, 2 – значение добротности на частоте 1 Гц, 3 – значение частотного параметра, 4, 5 – координаты станции (широта и долгота, соответственно), 6 – международный код, 7 – название сети.

На рисунке 20 приведено пространственное распределение параметров затухания – сейсмической добротности на частоте 1 Гц и частотного параметра. В целом, полученные значения согласуются с общей картиной затухания в разных районах, но имеется несколько значительных локальных аномалий. В районе I очень высокое затухание и высокая раздробленность среды получена для станции ABN, что объясняется малыми эпицентральными расстояниями (приблизительно 30 км). Достаточно большой контраст в параметрах затухания наблюдается для пары расположенных рядом станций – HVS (низкое затухание) и KZR (высокое затухание). Это явление может быть связано с различными локальными условиями в районах размещения сейсмических станций, но имеющейся на данный момент статистики явно недостаточно для каких-либо определенных выводов. Для станции SYVR (южное замыкание Баргузинской впадины, БРС) получены очень высокое значения частотного параметра и низкое значение добротности, свидетельствующие о высокой степени неоднородности и затухания сейсмических волн. Такая же ситуация наблюдается для станции KPC, расположенной на восточном склоне Хэнтэй-Даурского свода. Наблюдается и обратная аномалия – очень низкий частотный параметр и высокая добротность получены для станции Чита, расположенной внутри Амурской плиты в малосейсмичной области. В целом понятно, что 300-километровое окно вокруг сейсмических станций может вмещать в себя разнородные структуры — древние и молодые, тектонически активные и пассивные. В связи с этим, при осреднении получаемых параметров мы получаем значение, возможно, весьма далекие характерных для конкретных структур. На это указывает разнородность полей добротности и частотного параметра, отличающихся от значений, полученных нами ранее (Добрынина и др., 2011, 2014) при осреднениях для отдельных тектонических зон. Не исключено, что вариации добротности могут быть связаны с проявлениями в регионе в период наблюдений нескольких сейсмических активизаций, проявившихся в виде афтершоковых последовательностей.

В дальнейшем планируется продолжить расчеты сейсмической добротности и частотного параметра с помощью двух подходов. В первом случае будут выделены отдельные тектонические структуры, как в работах (Добрынина и др., 2011, 2014). Этот подход дает возможность оценить затухание и степень неоднородности среды для конкретных тектонических структур региона. А во втором случае будут выполняться расчеты затухания для каждой сейсмической станции по профилям разного азимута. Это позволит получить оценку анизотропии среды и влияние крупных разломов на затухание сейсмических волн.

 

Рисунок 20. Латеральные вариации сейсмической добротности на частоте 1 Гц (а) и частотного параметра (б). Белыми кружками показано положение сейсмических станций, цифрами – значения Q0 и n. Черным контуром показаны озера Байкал и Хубсугул.

 Затухание сейсмических волн в зонах крупных активных разломов  южного обрамления Сибирской платформы

Нами сделана попытка оценить затухание сейсмических волн при пересечении зон крупных активных разломов. Для этого был выбран юго-западный фланг БРС и рассмотрены разломы южного обрамления Сибирской платформы: Обручевский, Приморский, Тункинский и Главный Саянский разлом (ГСР) (рис. 3.11).

Рисунок 3.11. Распределение эпицентров выбранных землетрясений и сейсмических станций для юго-западного фланга БРС. 1 – Сибирская платформа, 2 – Саяно-Байкальская складчатая область, 3 – кайнозойские рифтовые впадины, 4-6 – разломы: 4 – сбросы, 5 – взбросы и надвиги, 6 – сдвиги. Цифрами в кружках показаны рассматриваемые генеральные разломы: 1 – Главный Саянский, 2 – Тункинский, 3 – Обручевский, 4 – Приморский. Кружками показаны эпицентры землетрясений, треугольниками – сейсмические станции.

Выбор участка обусловлен удачным взаимным распределением сейсмических станций и землетрясений относительно зон разломов. Для того чтобы оценить затухание сейсмических волн в зонах разломов, рассчитывались значения добротности для трасс, пересекающих их (рис. 3.12).

Рисунок 3.12. Распределение коэффициента затухания δ (км-1) в зонах крупных активных разломов и их окружения. В процентах показано увеличение коэффициента затухания для рассматриваемого разлома по сравнению с контактирующими блоками.

Полученные значения коэффициентов затухания сопоставлялись с коэффициентами затухания окружающих территорий. Собственный коэффициент затухания (δ=0,011км-1) удалось получить только Главного Саянского разлома, поскольку в его зоне расположены сейсмическая станция (Талая) и землетрясения, так что трасса проходит внутри зоны разлома, не захватывая области Сибирской платформы или Восточного Саяна (рис. 3.12).
На рисунке 3.12 показаны трассы, пересекающие зоны указанных разломов, и соответствующие значения коэффициентов затухания. Для землетрясений, локализованных в пределах Южного Байкала, добротность и коэффициенты затухания рассчитывались для станций, расположенных близ бортов впадины – Талая, Листвянка, Тырган и Кабанск (рис. 3.12). При этом наибольшие значения коэффициентов затухания (δ=0,012–0,013 км-1) получены для станций Талая (находится в зоне ГСР), Листвянка (Обручевский разлом) и Тырган (Приморский разлом). Для сейсмической станции Кабанск коэффициент затухания существенно ниже – 0,008 км-1 (среднее расстояние «источник – приемник» для станций приблизительно одинаково). Для трассы Байкал – Приморский разлом – Сибирская платформа – Иркутск (рис 3.12) затухание больше, чем для Сибирской платформы – 0,0093 и 0,0066 км-1 соответственно (равные эпицентральные расстояния). Наблюдается увеличение коэффициента затухания на 60% для трассы ГСР – Тункинский разлом – Закаменск по сравнению с трассой Южный Байкал – Закаменск при равном расстоянии «источник – приемник» (рис. 3.12). Первая трасса пересекает Тункинский разлом, вторая идет параллельно структурным нарушениям Южно-Байкальской впадины. Увеличение δ на 25% присутствует для трассы Тункинская впадина – Тункинский разлом – ГСР – Сибирская платформа – Иркутск относительно трассы ГСР – Сибирская платформа – Иркутск (рис. 3.12).

Таким образом, можно сказать, что при пересечении зон крупных активных разломов резко возрастает коэффициент затухания (в среднем на 20–60% по сравнению с контактирующим блоком). Возможно, эта величина зависит от степени активности разлома и его внутренней структуры, что может быть выявлено при более детальных исследованиях.

ПРОВИНЦИЯ БАССЕЙНОВ И ХРЕБТОВ

Провинция Бассейнов и Хребтов расположена в пределах Северо­Американской литосферной плиты и является типичным представителем континентальных рифтовых систем (рис. 1). Она состоит из системы поднятий и впадин и отличается высокой степенью растяжения литосферы. Исследуемая область включает в себя северо­западную часть Провинции Бассейнов и Хребтов и центральную часть Сьерра­Невады (рис. 1). Данный район находится в активном тектоническом окружении: с юга­запада расположен разлом Сан­Андреас, на востоке и на западе проходят границы сейсмических поясов – Межгорного и Волкер Лейн, через центр проходит Центрально­ Невадский сейсмический пояс [Lee et al., 2009]. Провинция Бассейнов и Хребтов характеризуется высоким уровнем теплового потока [Lay, Wallace, 1988]. Результаты геофизических исследований [Bensen et al., 2009; Wagner et al., 2012; Shen et al., 2013] показали, что под Провинцией Бассейнов и Хребтов наблюдается утонение континентальной коры до 30–35 км, а также выявили наличие низкоскоростной верхней мантии (VP~7.8 км/с).

 

Рисунок 1. Схематическая тектоническая карта западной части Кордильер (США), показывающая главные геотектонические провинции и современные границы плит (карта заимствована из работы (Lee et al., 2009). Темно-серым цветом показана Провинция Бассейнов и Хребтов; светло-серым – ЦНСП (Центрально-Невадский сейсмический пояс), ВКСЗ (Восточно-Калифорнийская сдвиговая зона), МСП (межгорный сейсмический пояс) и ПВЛ (пояс Волкер лейн). Исследуемый в работе регион выделен прямоугольником. 

(в работе…)

                                                              СЕВЕРНАЯ ТАНЗАНИЯ                                                                         (ВОСТОЧНО-АФРИКАНСКАЯ РИФТОВАЯ СИСТЕМА)

 (в работе…)

Исследования выполняются в рамках проектов РФФИ и гранта Президента РФ для молодых ученых — кандидатов наук:

• проект № 12-05-31038-мол_а «Затухание сейсмических волн в литосфере в зонах континентального рифтогенеза (Байкальский и Кенийский рифты, Провинция Бассейнов и Хребтов)» (руководитель Добрынина А.А.)
• проект № 13-05-01097-а «Активные сдвиговые зоны Южной Сибири и Северной Монголии: парагенезы структур, напряженное состояние, современные деформации» (руководитель Саньков В.А.)
• проект № 14-45-04157-р_сибирь_а «Пространственно-временные вариации затухания сейсмических волн в зонах крупных разломов литосферы южного обрамления Сибирской платформы» (руководитель Добрынина А.А.)
• проект № МК-1171.2014.5 «Затухание сейсмических волн в зонах растяжения континентальной литосферы» (руководитель Добрынина А.А.)

Добрынина Анна Александровна, кандидат физико-математических наук, научный сотрудник лаборатории инженерной сейсмологии и сейсмогеологии ИЗК СО РАН, г. Иркутск, dobrynina@crust.irk.ru 

Саньков Владимир Анатольевич, кандидат геолого-минералогических наук, зав. лабораторией современной геодинамики ИЗК СО РАН, г. Иркутск, sankov@crust.irk.ru

Чечельницкий Владимир Васильевич, кандидат геолого-минералогических наук, зам. директора Байкальского филиала Геофизической службы Сибирского отделения РАН, г. Иркутск, chechel@crust.irk.ru 

Тубанов Цырен Алексеевич, кандидат геолого-минералогических наук, зав. лабораторией методов сейсмопрогноза ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ, siren65@mail.ru

Герман Виктор Иванович, кандидат технических наук, доцент, главный сейсмолог Государственное предприятие Красноярского края «Красноярский научно-исследовательский институт геологии и минерального сырья» (ГПКК «КНИИГиМС»), г. Красноярск, germanv@rambler.ru

Предеин Петр Алексеевич, аспирант, лаборатория методов сейсмопрогноза ГИН СО РАН, г. Улан-Удэ, crmpeter@gmail.com 

Шагун Артем Николаевич, младший научный сотрудник лаборатории инженерной сейсмологии и сейсмогеологии ИЗК СО РАН, г. Иркутск, shagun@crust.irk.ru

Саньков Алексей Владимирович, старший лаборант лаборатории современной геодинамики ИЗК СО РАН, г. Иркутск, alekseysankov@inbox.ru 

Брыжак Евгений Вадимович, кандидат геолого-минералогических наук, младший научный сотрудник лаборатории инженерной сейсмологии и сейсмогеологии ИЗК СО РАН, г. Иркутск, bryzhak@crust.irk.ru 

Усынин Леонид Андреевич, кандидат геолого-минералогических наук, г. Иркутск, usyninla@yandex.ru