Изучение глубокофокусных землетрясений
Одно из важнейших исследований было проведено Лукком и Нерсесовым [11], получившими в Средней Азии вертикальный и горизонтальный годографы волн от глубокофокусных землетрясений Памира и Гиндукуша, которые они регистрировали на профиле длиной 3500 км, протянувшемся из Средней Азии через восточный Казахстан, Алтай и Саяны до реки Лены. Наблюдения велись на специально установленных станциях, находившихся на расстоянии 70—100 км одна от другой, а при интерпретации данных использовались хорошо разработанные методы сейсморазведки. На фиг. 1 представлены основные результаты, полученные для верхней мантии. Примечателен слой-волновод на глубинах 110—150 км, выявленный по данным изучения как волн Р, так и волн S, а также второй слой-волновод, установленный только для волн S на глубинах 240—400 км, и область повышенного градиента скоростей в интервале глубин 700—780 км. Ниже приведены данные о зависимости скорости от глубины в виде набора из трех цифр, где первая цифра относится к глубине h, вторая — к скорости волн Р и третья — к скорости волн А, а стрелки между цифрами характеризуют средний диапазон скоростей на указанной глубине:
Яновская [26] показала, что при существующей точности годографов невозможно получить однозначное решение для определения функции v(h). Однако можно отобрать набор приемлемых значений функции v(h), решая обратную задачу на ЭВМ, особенно при использовании ряда годографов, соответствующих разным глубинам очага [12]. Этот метод был применен при интерпретации горизонтальных годографов вступлений от глубокофокусных землетрясений с эпицентрами в области, охватывающей центральную и северную Японию, центральные и южные Курильские острова, южную часть Охотского моря, а также прилегающую сейсмичную часть Тихого океана [4, 19]. При определении вероятного интервала значений разреза скоростей v(h) (фиг. 2) использовалось два разных метода оптимизации решения. При интерпретации допускалось существование слоя-волновода на глубинах до 100 км, за исключением южной части островной дуги Курильских островов с активными проявлениями вулканизма, где изменяется сам тип копы и мантии. Для этого района распределение скоростей v(h) было получено исходя из вертикального годографа вступлений [3]. Оно имеет следующий вид: (h, vP) = (20, 7,7), (82. 7,7 → 7,8), (90, 7,8 → 7,9), (124, 7,9 → 8,1).
Признаки возможного существования слоя-волновода на глубине 100—130 км обнаружены и в Восточных Карпатах, в районе гор Вранча [6], по данным горизонтального годографа волн от глубокофокусных землетрясений.
В дальнейшем при анализе глубокофокусных землетрясений данные о временах пробега будут сопоставляться с динамическими параметрами объемных волн, что позволит существенно сузить интервал возможных значений v{h) [27].
Амплитудные кривые объемных сейсмических волн
Анализ амплитудных кривых объемных волн тесно связан с изучением магнитуды землетрясения. Величина магнитуды влияет на построение амплитудной кривой [25]. Поэтому при рассмотрении землетрясений разной магнитуды необходимо использовать приведенные амплитуды:
где Aj — максимальная амплитуда смещения грунта (в микрометрах), Тj — соответствующий период (в секундах) группы волн j, а М — магнитуда землетрясения, служащая калибрующим числом. Составляются два вида амплитудных кривых: кривая зависимости амплитуд от эпицентрального расстояния А*(&dDelta;) и кривая зависимости амплитуд от глубины А*(h). Кривые А*(h) используют при анализе затуханий сейсмических волн в мантии; в данной работе они не рассматриваются.
Первые амплитудные кривые А(Δ), полученные Гутенбергом [5], Де Бремаккером [2], Рупрехтовой [16] и Ромни [15], отражали лишь общее поведение амплитуд объемных волн. Шагом вперед явилась работа Ванека и Штельцнера [24], которые, изучая небольшие изменения амплитудных кривых, выявили наличие малых колебаний. Это положило начало серьезным попыткам использовать амплитудные кривые объемных волн для более детального анализа строения верхней мантии.
Перед тем как обсудить примеры таких амплитудных кривых, необходимо кратко остановиться на методике их построения. В ходе исследования выяснилось, что наиболее целесообразно использовать для этой цели данные сети близких станций. Необходимо, чтобы аппаратура, установленная на таких станциях, имела сходные частотные характеристики; кроме того, нужно обеспечить однородность данных о наблюдаемых амплитудах. Последнее замечание представляется очень существенным, поскольку наблюдения амплитуд на двух разных станциях, как правило, несопоставимы. В случае пренебрежения этим обстоятельством обычно возникает большой разброс наблюдаемых данных, и тогда выявить характер малых колебаний амплитудных кривых практически невозможно. Чтобы обеспечить однородность наблюдений, проще всего определить для каждой станции соответствующую поправку относительно одной из станций сети. К тому же при использовании близких станций сводится к минимуму влияние механизма землетрясений на наблюдаемые амплитуды.
Если для изучаемого района существует калибровочная функция для определения М, то нетрудно накопить ряд значений А*(Δ), на основе которых методом последовательных приближений можно построить амплитудную кривую. Процесс последовательного приближения можно проверять, оценивая соответствующую среднюю квадратичную погрешность. Обычно достаточно три пли четыре шага приближений.
Если для рассматриваемого района еще отсутствует функция для определения магнитуды, то первое приближение амплитудной кривой получают с помощью другого метода. Для каждого землетрясения сеть близких станций дает несколько одновременных наблюдений над амплитудами и периодами при эпицентральных расстояниях, отличающихся на малые величины dΔ. Вводя соответствующие станционные поправки в наблюдаемые амплитуды, можно затем определить для каждого землетрясения градиент амплитудной кривой α=da/dΔ, где а=lg(А/Т), и связать его величину со средним значением Δ интервала dΔ. Таким образом, можно построить кривую градиента α(Δ), а интегрируя ее, получить амплитудную кривую А(Δ). После этого можно прибегнуть к методу последовательных приближений. Описанная методика совершенно не зависит от М.
В качестве примера на фиг. 3 приведена амплитудная кривая А*(Δ), соответствующая вертикальной компоненте волн Р при неглубоких землетрясениях на севере Малой Азии, а также исходные наблюдения над амплитудами.
На форму таких амплитудных кривых влияет функция v(h), а также величина затухания сейсмических волн в разных частях верхней мантии. Однако главные особенности амплитудных кривых, например их колебательный характер, по-видимому, обусловлены в основном изменениями v(h).
Интерпретация амплитудных кривых в связи с изучением изменения скоростей с глубиной v(h) — задача трудная. Теоретические исследования, которые основаны главным образом на принципах геометрической оптики [10], пока не позволяют решить некоторые основные задачи о распространении упругих волы в неоднородной среде. Поэтому производились измерения на двумерных [14, 17] и трехмерных [20] моделях, воспроизводящих распространение волн в верхней мантии с заданным распределением функции v(h). Опираясь на эти опыты с моделями, можно схематически представить возможное строение верхней мантии в юго-восточной Европе.
Для амплитудной кривой А*(Δ) волн Р в юго-восточной Европе (фиг. 4) характерны резкие колебания на эпицентральных расстояниях менее 10°. Теоретические соображения и изучение амплитудных кривых, полученных при измерении моделей, позволяют интерпретировать эту часть амплитудной кривой как результат наложения волн, отраженных от нескольких горизонтов под границей М (имеются в виду отраженные волны в широком смысле слова [1]). При интерпретации амплитудной кривой для Δ > 10° она сопоставлялась с несколькими вариантами распределения функции v(h). Оказалось, что зону тени при А около 11°, нарастание амплитуд от 12 до 19° и два максимума при 19 и 21—22° можно объяснить [20] только исходя из варианта, включающего и слой-волновод на глубине около 100 км (допустив сравнительно низкий отрицательный градиент скоростей), и границу на глубине около 400 км (достаточно, чтобы на ней терпел разрыв градиент скорости). В этой связи уместно напомнить о широко известной полемике Гутенберга [5] и Джеффриса [7—9] в связи с так называемой «двадцатиградусной границей». Получается, что их варианты распределения скорости волн в верхней мантии не противоречат один другому. Более того, видимо, необходимо сочетание этих вариантов, чтобы объяснить форму наблюдаемой амплитудной кривой для волн Р. На фиг. 4 видны еще колебания с четкими максимумами при 13 и 15°. Если они представляют собой максимумы, обусловленные амплитудами отраженных волн (по аналогии с колебаниями на эпицентральных расстояниях меньше 10°), то, возможно, существуют еще две границы на глубинах 150 и 200 км. Как интерпретировать максимум при 17°, пока неясно.
Сравнение изложенных здесь представлений о возможном разрезе верхней мантии в юго-восточной Европе с результатами, полученными в Средней Азии при анализе глубокофокусных землетрясений (фиг. 1), позволяет сделать два вывода. Во-первых, фактическое строение верхней мантии много сложнее, чем следует из предложенной Булленом модели Земли, и, во-вторых, основные региональные изменения в верхней мантии, видимо, приурочены к области между границей М и верхней границей слоя-волновода (имеются в виду и изменения глубины этого слоя). Второе предположение подкрепляется также амплитудной кривой, относящейся к северной части Малой Азии [21], которая хорошо согласуется с аналогичной кривой для юго-восточной Европы, за исключением положения минимума в зоне тени (фиг. 3). Смещение минимума в сторону меньшего эпицентрального расстояния указывает, что кровля слоя-волновода в Малой Азии находится на меньшей глубине (что сопоставимо с данными глубинного сейсмического зондирования в Черном море [13] и результатами, полученными Шебалиным [18]).
Возможности метода амплитудных кривых А(Δ), конечно, не исчерпаны. Изучение амплитудных кривых, соответствующих разным диапазонам частот, поможет получить более подробные сведения о характере внутренних границ в разрезе скоростей и о величинах градиента скоростей. Анализ амплитудных кривых в разных районах может играть важную роль при изучении горизонтальной неоднородности верхней мантии.