Скоростное строение верхней мантии в области зоны Вранча

Вопросы геофизики. Выпуск 46. СПб., 2013 — (Ученые записки СПбГУ; № 446)
3
Е. Л. Лыскова, Т. Б. Яновская
СКОРОСТНОЕ СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ
В ОБЛАСТИ ЗОНЫ ВРАНЧА ПО ДАННЫМ ШУМОВОЙ
ПОВЕРХНОСТНО-ВОЛНОВОЙ ТОМОГРАФИИ
Введение
В предыдущей работе [1] было исследовано строение верхней мантии ВосточноЕвропейской платформы (ВЕП) и части европейского континента к западу от линии
Торнквиста—Тессейра (ТТ) методом поверхностно-волновой томографии, основанной
на данных сейсмического шума. В этой работе использовались данные шума на станциях, расположенных на ВЕП и на нескольких станциях в Восточной Европе, так что
значительное число трасс пересекало зону ТТ. Это позволило выявить существенное
различие в строении верхней мантии к востоку и к западу от линии ТТ, разделяющей
докембрийскую платформу и молодые структуры Западной Европы. Для достижения
равномерности распределения источников шума на периодах до 100 с использовались
записи шума за 2001–2003 гг., когда отсутствовали отчетливые кластеры землетрясений. В настоящей работе к данным, использованным в [1], были добавлены данные станций Западной Европы, так что трассы покрыли более обширный регион, включающий
как Восточную, так и Западную Европу. Это позволило расширить область исследования и включить в нее Центральную и Западную Европу. Трассы, на которых строились
кросс-корреляционные функции шума и, соответственно, дисперсионные кривые рэлеевской волны, изображены на рис. 1.
Добавление кросс-корреляционных функций по европейским станциям к общей выборке данных привело к достаточно высокому разрешению результатов поверхностноволновой томографии в Центральной Европе, где отмечается наиболее густое покрытие
области трассами. Результаты оценки разрешения линейным размером эквивалентной
области сглаживания [2, 3] приведены на рис. 2. Наилучшее разрешение достигается в
Центральной Европе, где размер области сглаживания порядка 300 км. Томографическая инверсия данных выполнялась в области наилучшего разрешения, оконтуренной
на рис. 2. Эта область включает зону сейсмических очагов Вранча, строение которой до
настоящего времени остается дискуссионным. Зона Вранча является уникальной (еще
одна подобная зона находится в Гиндукуше). Расположенная внутри континента, она
содержит очаги землетрясений в верхней мантии на глубинах 80–160 км, при этом очаги локализованы в очень узкой зоне: в окрестности точки с координатами ϕ = 45.6◦ ,
λ = 26.5◦ . Отсутствие общепринятой точки зрения по поводу образования зоны Вранча
объясняется тем, что до сих пор нет достаточно уверенных сведений о ее глубинном
строении.
В настоящем исследовании удалось методом поверхностно-волновой томографии
определить трехмерное распределение скоростей поперечных волн в верхней мантии
до глубины 300 км в области сложного тектонического строения, где происходит сочленение разнородных структур, и пояснить формирование этой зоны.
c
Е. Л. Лыскова, Т. Б. Яновская, 2013
4
Вопросы геофизики. Выпуск 46. СПб., 2013 — (Ученые записки СПбГУ; № 446)
Рис. 1. Схема трасс между станциями, по которым определялись кросскорреляционные функции
Рис. 2. Распределение радиуса R эффективной области сглаживания [2, 3]
Скоростное строение верхней мантии в области зоны Вранча. . .
5
Методика и результаты томографии
В соответствии с методикой шумовой поверхностно-волновой томографии [4–7] по
записям пар станций вычислялись кросс-корреляционные функции вертикальной компоненты сейсмического шума, по ним строились дисперсионные кривые рэлеевской волны, которые соответствовали средней дисперсии на трассе между станциями. Далее
методом двумерной томографии определялись локальные (точнее, локально-сглаженные) значения скоростей рэлеевской волны, соответствующие отдельным периодам, в
разных точках поверхности. Поскольку наиболее выразительными в шуме были колебания, отвечающие интервалу периодов 10–100 с, карты латерального распределения
скоростей строились именно в этом частотном интервале. По полученным значениям
скоростей для разных периодов в фиксированных точках поверхности строились локальные дисперсионные кривые. В области исследования (рис. 2) точки, в которых строились дисперсионные кривые, выбирались в узлах сетки 3 × 3◦ и, кроме того, в центрах
получившихся ячеек. Каждая такая кривая обращалась в вертикальный скоростной
разрез для поперечных волн под рассматриваемой точкой. По полученным разрезам
можно было определить скоростной разрез в любой произвольной точке интерполяцией.
Различие локальных дисперсионных кривых в разных точках и соответствующих
им скоростных разрезов иллюстрируется рис. 3, на котором приведены полученные в
результате двумерной томографии дисперсионные кривые в двух точках (λ = 28.5◦ ,
ϕ = 47.5◦ и λ = 24◦ , ϕ = 43◦ ) и построенные по ним скоростные разрезы. Из рисунка
видно отсутствие прямой корреляция между величинами групповых скоростей волн
Рэлея с возрастанием периода и изменением скорости поперечной волны с глубиной.
Рис. 3. Локальные дисперсионные кривые в двух точках (λ = 28.5◦ , ϕ = 47.5◦ и λ = 24◦ , ϕ = 43◦ )
и полученные по ним скоростные разрезы
По полученным скоростным разрезам были построены карты латеральных вариаций скорости поперечных волн на разных глубинах относительно среднего значения
на соответствующей глубине (рис. 4). На рисунке обращают на себя внимание две осо-
6
Е. Л. Лыскова, Т. Б. Яновская
Рис. 4. Распределение скорости поперечных волн на глубинах 75–275 км
Рис. 5. Профили, вдоль которых рассчитывались вертикальные
скоростные разрезы: A − A , B − B , C − C , D − D Условные обозначения: 1 — Паннонская низменность, 2 — Трансильвания,
3 — горы Апусени, 4 — Мизийская плита, 5 — направление возможной субдукции,
ТТЗ — линия Торнквиста—Тессейра, НДН — Нижнедунайская низменность.
Скоростное строение верхней мантии в области зоны Вранча. . .
Рис. 6. Вертикальные скоростные сечения вдоль профилей, изображенных на рис. 5
7
Е. Л. Лыскова, Т. Б. Яновская
8
бенности. На глубинах до 150 км выявляется резкое различие между Восточно-Европейской платформой, характеризующейся повышенными скоростями, и молодыми тектоническими структурами Западной Европы и Малой Азии, для которых характерны
низкие скорости на этих глубинах. Но, начиная с глубины 175 км, появляется область
пониженной скорости к востоку от Карпатской дуги (она обозначена линией на рис. 4),
которая расширяется, достигая наибольших размеров на глубинах 225–250 км.
Для исследования характера распределения скоростей в верхней мантии в окрестности зоны Вранча и под прилегающими тектоническими структурами были построены
вертикальные распределения скорости по четырем профилям, секущим зону Карпатской дуги в разных направлениях (рис. 5). Скорости вдоль этих профилей показаны на
рис. 6.
Обзор гипотез о строении зоны
Зона Вранча является одной из наиболее активных сейсмических зон Европы. Она
расположена в районе сочленения молодых тектонических структур: Южных и Восточных Карпат, Трансильванской впадины и Предкарпатского прогиба (рис. 7). Достаточно часто сейсмические события, связанные с ней, происходят на промежуточных глубинах 70–200 км и могут превышать магнитуду M = 7.0. Зона Вранча характеризуется
следующими особенностями: 1) относительно узким, почти вертикальным сейсмогенерирующим объемом среды (30 × 70 × 200 км) [9], круто падающим в северо-западном
направлении [10]; 2) местоположением под утолщенной континентальной корой дуги
Карпатского ороклина [11]; 3) несовпадением положения гипоцентров с известным тектоническим швом в Карпатской орогенной системе [12].
Наиболее обсуждаемыми моделями развития сейсмических процессов в настоящее
время являются плитотектонические модели, с позиции которых сейсмичность зоны
Вранча рассматривается как результат погружения слэба, возникшего в ходе субдукции
глубоководного бассейна Тетис [9, 13–15]. В районе Карпат наблюдаются все индикаторы зоны субдукции: дугообразная складчатая структура, шарьяжи, офиолиты, флиш,
местами глаукофановые сланцы [12, 16, 17], — однако до сих пор они не выстраиваются
в логически цельный ансамбль. Считают, что возможная субдукция могла осуществляться как со стороны молодой эпигерцинской платформы на севере, так и со стороны
древней Восточно-Европейской платформы на востоке, а также со стороны Мизийской
плиты с юга и юго-востока.
Аргументом в пользу субдукции со стороны Восточных Карпат служит положение
неогенового магматизма [18]. Многие авторы, в их числе [16, 19], считают, что океаническая литосфера, присоединенная к Восточно-Европейскому кратону, субдуцировала
в течение миоцена в направлении на запад и юго-запад вдоль всей Карпатской дуги.
Однако положение офиолитового комплекса (Трансильванидов), который прослеживается в Трансильванском бассейне, между Южными Карпатами и горами Апусени [17], и
геометрия субдуцирующего в северо-западном направлении сейсмического тела в зоне
Вранча [10] указывают на возможность субдукции со стороны Мизийской плиты.
Обобщая накопленные геологические и геофизические данные, авторы [20] описали
три альтернативные модели для объяснения геодинамической обстановки в зоне Вранча
(рис. 8): в первой модели (рис. 8, а) слэб оторвался и свободно погружается в мантию
[10]; во второй модели (рис. 8, б ) он остается консолидированным с поддвигающейся
Скоростное строение верхней мантии в области зоны Вранча. . .
9
Рис. 7. Тектоническая схема Карпат (по [8] с изменениями)
под Карпаты литосферой Мизийской плиты [9, 14, 21]; в третьей модели (рис. 8, в)
рассматривается расслоение континентальной литосферы [20].
Каждая из моделей предполагает, что относительно холодное и плотное литосферное тело располагается в настоящее время в верхней мантии под Карпатской дугой
и генерирует сейсмичность в зоне Вранча. Первые две модели включают субдукцию
океанической литосферы, чтобы объяснить сейсмичность зоны Вранча, и различаются
в зависимости от того, где в пределах орогена расположено субдуцирующее тело и как
развивалась субдукция.
С позиции каждой из моделей пытаются объяснить те или другие особенности строения коры, а также связь поверхностных и приповерхностных структур. В частности,
если океанический бассейн был поглощен во время формирования Восточных Карпат,
признаки существования бывшей границы между двумя литосферными плитами должны быть отражены как в геологических проявлениях на поверхности (шовная зона, зона
стыка), так и в подстилающей структуре коры. Предполагаемое положение этой шовной зоны различается в моделях рис. 8, а и б более чем на 150 км. На сегодняшний день
не существует данных, позволяющих отдать предпочтение тому или иному положению
Е. Л. Лыскова, Т. Б. Яновская
10
зоны стыка. Модели рис. 8, а — «оторвавшийся слэб» и рис. 8, в — «континентальное
расслоение» в отличие от модели рис. 8, б подразумевают сходство в коре Восточных
Карпат и Мизийской плиты.
Рис. 8. Три альтернативные модели для объяснения геодинамической обстановки в зоне Вранча (по
[20] с изменениями):
а — слэб оторвался и свободно погружается в мантию; б — слэб остается консолидированным с поддвигающейся под Карпаты литосферой Мизийской плиты; в — модель расслоения континентальной литосферы.
Гипотеза расслоения континентальной литосферы, в рамках которой описывается
модель рис. 8, в, была предложена теоретически в конце 70-х гг. XX в. [22, 23] и первоначально рассматривалась как расслоение утолщенной литосферы в процессе континентальной коллизии [22]. Позднее с позиций этой концепции были предприняты
попытки объяснить гораздо более широкий круг явлений и процессов: отрыв материала от основания литосферы, обусловленный гравитационной нестабильностью [23],
опускание океанических слэбов [24] и т. д. Такая интерпретация кажется, по мнению
сторонников этой модели, возможной там, где очаги землетрясений не расположены
вдоль зон Вадати—Беньоффа, а кластеризуются в некотором объеме среды. Основываясь на данной гипотезе, авторы [20] также предприняли попытку объяснить сейсмогенерирующее высокоскоростное тело под зоной Вранча. По их мнению, с помощью
модели континентального расслоения можно объяснить узкую, почти цилиндрическую
форму сейсмогенной зоны и отсутствие четкой плоскости зоны Беньоффа; отсутствие
пространственной и временной корреляции гипоцентров и вулканизма с ожидаемым
положением нормально опускающейся плиты [10] и т. д.
Однако в каждой модели есть уязвимые места, так что геодинамическая обстановка
и природа сейсмичности на промежуточных глубинах в зоне Вранча все еще остаются
предметом дискуссии.
Заключение
Анализ латеральных распределений скорости (см. рис. 4) и скоростных вертикальных разрезов, приведенных на рис. 6, указывает на ряд особенностей.
Во-первых, известно, что линия Торнквиста—Тессейра проходит параллельно простиранию Восточных Карпат (см. рис. 5). Принимая во внимание тот факт, что вдоль
этой линии проходит зона контакта докембрийской литосферы ВЕП и сравнительно молодой литосферы Западной Европы, следовало ожидать преобладания в тылу Восточ-
Скоростное строение верхней мантии в области зоны Вранча. . .
11
ных Карпат низких скоростей по сравнению с более высокими скоростями на северовостоке от дуги. Данная скоростная особенность явно видна из рассмотрения латеральных распределений для глубин 75 и 100 км на рис. 4 и вертикальных распределений
скорости вдоль профилей A–A и B–B на рис. 6. Низкие скорости преобладают под
Паннонской низменностью и Трансильванией. Паннонский бассейн, по данным [25], характеризуется как тонкой корой (до ∼ 26 − 27 км), так и «утоньшенной» литосферой
(∼ 60 − 70 км) и аномально высокими значениями теплового потока (> 100 мВт/м2 )
[26]. Однако из наших данных следует, что, начиная со 150 км, характер преобладания
скоростей под Паннонским бассейном меняется (рис. 4) — начинают проявляться более
высокие скорости. Подобный скоростной контраст отмечен и в работе [27] по результатам томографии по P-волнам. Отличие заключается в том, что высокие скорости в [27]
под Паннонским бассейном начинают проявляться с глубины 300 км.
Другая важная особенность заключается в проявлении высокоскоростной аномалии
на глубинах 150—200 км под Трансильванией вдоль профилей A–A , B–B , D–D , а также под Паннонской низменностью и горами Апусени вдоль профиля B–B . Сопоставление с латеральным распределением скорости для глубины 175 км на рис. 4 и, в меньшей
степени, для глубины 200 км, а также значение скорости позволяют высказать предположение о реликте консолидированной океанской литосферы. Данное обстоятельство
позволяет поддержать тех исследователей, которые указывают на возможную субдукцию под Восточные Карпаты с северо-востока на юго-запад. Направления возможной
субдукции указаны как на рис. 5, так и на вертикальных скоростных сечениях на рис. 6.
Еще одна высокоскоростная аномалия прослеживается под Балканидами, вдоль южной части профилей C–C и D–D . Подобное скоростное поведение было отмечено и на
ряде других профилей, начинающихся к югу от Мизийской плиты. На рис. 4 данная
высокоскоростная особенность явно видна для латеральных вариаций скорости на глубинах 175 и 200 км. В работе [27] высокие скорости в этой области также отчетливо прослеживаются. Данная аномалия может быть следствием субдукции с юга-востока на северо-запад под Мизийскую плиту (рис. 5, 6). В данном районе картину и без того сложного взаимодействия крупных плит: Африканской, Евроазиатской и Аравийской, —
усложняет обилие малых литосферных блоков, испытывающих сложные горизонтальные перемещения с образованием покровно-надвиговых и складчатых структур [28].
На профилях B–B и C–C , пересекающих зону Вранча (рис. 5, 6), нанесены проекции гипоцентров землетрясений в этой зоне за период 1980–2010 гг. Гипоцентры оказываются приуроченными к узкой зоне, разделяющей две существенно контрастные по
скоростям структуры. В случае доминирующего расслоения континентальной литосферы очаги землетрясений имели бы явную латеральную составляющую в распределении.
В действительности очаги распределены субвертикально. Вероятно, сейсмичность зоны Вранча не приурочена непосредственно к каким-либо мантийным неоднородностям
и связана, скорее, со сложной картиной распределения напряжений, вызванной взаимодействием микроплит региона.
Подводя итог работы и учитывая полученные результаты, важно отметить несомненную эффективность и перспективность методов шумовой поверхностно-волновой
томографии.
Работа поддержана грантом РФФИ 11–05–00335а.
Е. Л. Лыскова, Т. Б. Яновская
12
Указатель литературы
1. Яновская Т. Б., Королева Т. Ю., Лыскова Е. Л. Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра по данным шумовой поверхностно-волновой томографии //
Вопросы геофизики. 2012. Вып. 45. С. 3–16.
2. 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.
3. Yanovskaya T. B., Ditmar P. G. Smoothness criteria in surface wave tomography // Geophys.
J. Int. 1990. Vol. 102. P. 63–72.
4. 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.
5. Shapiro N. M., Campillo M. Emergence of broadband Rayleigh waves from correlation of the
ambient seismic noise // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L07614.
6. 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.
7. Stehly L., Campillo M., Shapiro N. M. A study of the seismic noise from its long range
correlation properties // J. Geophys. Res. 2006. Vol. 111. P. B10306(1)–B10306(12).
8. Карпаты. Тектоническая схема. Большая Советская энциклопедия: официальный сайт
http://bse.sci-lib.com.
9. Wenzel F., Achauer U., Enescu D. et al. Detailed look at final stage break-off is target of
study in Romania // Eos. Transactions. AGU. 1998. Vol. 79(48). P. 589.
10. Girbacea R., Frisch W. Slab in the wrong place: lower lithospheric mantle delamination in
the last stage of the Eastern Carpathian subduction retreat // Geology. 1998. Vol. 26. P. 611–614.
11. Radulescu F. A. Crustal seismic studies in Romania. Revue Roumaine de // Geologie, Geophysique et Geographie. Serie de Geophysique. 1981. Vol. 25. P. 57–74.
12. Linzer H.-G. Kinematics of retreating subduction along the Carpathian arc, Romania //
Geology. 1996. Vol. 24. P. 167–170.
13. Fan G., Wallace T. C., Zhao D. Tomographic imaging of deep velocity structure beneath
the Eastern and Southern Carpathians, Romania; implications for continental collision // Journal
of Geophysical Research. 1998. Vol. B103(2). P. 2705–2723.
14. Wortel M. J. R., Spakman W. Subduction and slab detachment the MediterraneanCarpathian region // Science. 2000. Vol. 290(5498). P. 1910–1917.
15. Hauser F., Raileanu V., Fielitz W. et al. VRANCEA99: the crustal structure beneath the
southeastern Carpathians and the Moesian Platform from a seismic refraction profile in Romania
// Tectonophysics. 2001. Vol. 340 (3-4). P. 233–256.
16. Balla Z. Tertiary palaeomagnetic data for the Carpatho-Pannonian region in the light of
Miocene rotation kinematics // Tectonophysics. 1987. Vol. 139 (1–2). P. 67–98.
17. Sandulescu M. Cenozoic tectonic history of the Carpathians. In: Royden L. H., Horvath F.
(Eds.). The Pannonian Basin, a Study in Basin Evolution // AAPG Memoir. 1988. Vol. 45. P. 17–25.
18. Mason P. R. D., Seghedi I., Szakacs A., Downes H. Magmatic constraints on geodynamic
models of subduction in the East Carpathians, Romania // Tectonophysics. 1998. Vol. 297. P. 157–
176.
19. Csontos L., Nagymarosy A., Horvath F., Kovac M. Tertiary evolution of the intraCarpathian area; a model // Tectonophysics. 1992. Vol. 208 (1–3). P. 221–241.
20. Knapp J. H., Knapp C. C., Raileanu V. et al. Crustal constraints on the origin of mantle
seismicity in the Vrancea zone, Romania: the case of active continental lithospheric delamination
// Tectonophysics. 2005. Vol. 410. P. 311–323.
21. Gvitzman Z. Partial detachment of a lithospheric root under the southeast Carpathians:
toward a better definition of the detachment concept // Geology. 2002. Vol. 30. P. 51–54.
Скоростное строение верхней мантии в области зоны Вранча. . .
13
22. Bird P. Initiation of intracontinental subduction in the Himalaya // Journal of Geophysical
Research. A, Space Physics. 1978. Vol. 83 (B10). P. 4975–4987.
23. Bird P. Continental delamination and the Colorado Plateau // Journal of Geophysical
Research. 1979. Vol. 84 (B13). P. 7561–7571.
24. Sacks P. E., Secor D. T. Jr. Delamination in collisional orogens // Geology. 1990. Vol. 18 (10).
P. 999–1002.
25. Babuska V., Plomerova J., Sileny J. Structural model of the subcrustal lithosphere in Central
Europe // AGU Transactions. ed. Fuchs and Froidevaux. Geodynamics Series. 1987. Vol. 16. P. 239–
251.
26. Tari G., Dovenyi P., Dunkl I. et al. Lithospheric structure of the Pannonian Basin derived
from seismic, gravity and geothermal data // Geological Society of London. Special Publication.
1999. Vol. 156. P. 215–250.
27. Ren Y., Stuart, G. W., Houseman, G. A. et al. South Carpathian Project Working Group.
Upper mantle structures beneath the Carpathian-Pannonian region: Implications for the geodynamics of continental collision // Earth and Planetary Science Letters. 2012. Vol. 349–350. P. 139–152.
28. Апродов В. А. Зоны землетрясений. М.: Мысль, 2000. 461 с.