Введение

Центрально-Азиатский орогенный пояс (ЦАСП), один из крупнейших аккреционных орогенов, состоит из  большого числа террейнов, включающих докембрийские блоки (микроконтиненты), и островные дуги, расположенные между кратонами: Сибирским на севере, Таримским  на юго-западе и Китайско-корейским на юго-востоке. На севере складчатые области восточной части ЦАСП (включая Енисейско-Забайкальский и Аргуно-Мамынский массив, западную часть Монголо-Охотского орогенного пояса)  граничат с Сибирским кратоном по субширотным глубинным разломам. На востоке данного региона (восточная часть Монголо-Охотского пояса и др.) континентальные блоки разделены со структурами Тихоокеанского орогенного пояса по меридиональным разломам и разломам северо-восточного простирания, блоки на юге  — по зонам широтного простирания с Северо-Китайским кратоном. Монголо-Охотский пояс,  занимающий среднее положение среди орогенных поясов региона,   имеет вид узкой прерывистой полосы от Центральной Монголии до Охотского моря (шириной  не более 300 км и протяженностью до 3000 км) и  фактически представляет собой шовную зону между древними континентальными блоками. В качестве основного механизма тектоно-магматической реактивации региона, рифтогенеза и вулканизма выдвигают: 1) конвергенцию Евразийской и Индийской плит, 2) влияние мантийных термальных плюмов, 3) субдукцию Тихоокеанской плиты на востоке и юго-востоке  ЦАСП [1].

В данной работе представлены результаты изучения скоростей поперечных волн в верхней мантии до глубины 320 км в восточной части региона, включающем Забайкалье, Восточную Монголию и Амурскую плиту, по сейсмическим данным с помощью методики   в которой используются  приемные функции объемных  волн, а также дисперсионные кривые фазовых и групповых скоростей основной гармонии Рэлея [2,3]. Мы использовали данные сети станций ГИН СО РАН и БуФ ФИЦ ЕГС РАН [4], а также сейсмических станций изучаемого региона, доступных через международный центр данных IRIS DMC. С помощью указанных метода и данных мы исследуем вопрос о наличии различий в строении литосферы и подлитосферной мантии к западу и востоку от предполагаемой западной границы Амурской плиты.

При изучении переходной зоны мантии, которая расположена на глубинах между 410 и 660 км, на сейсмических станциях, находящихся в пределах ЦАСП, ранее были выделены сейсмические импульсы, P350s и P600s, свидетельствующие о   возможном наличии зон пониженных скоростей над кровлей и над подошвой переходной зоны. Некоторые исследователи предполагают, что импульс P600s имеет глобальный характер. В нашей работе подтверждается наличие сильного импульса P600s в Забайкалье. Мы показываем также результаты измерений отношения амплитуды этой фазы к амплитуде волны P660s, образованной на подошве переходной зоны. Известно, что высокие значения этого отношения наблюдаются в регионах, связанных с современным рифтогенезом или недавней тектоно-магматической активностью, которую связывают с влиянием верхне-мантийных плюмов.

Строение верхней мантии восточной части Центрально-Азиатского пояса

Строение верхней мантии Центрально-Азиатского складчатого пояса восточнее 103°E  в диапазоне широт  40°N — 56°N  детально изучалось рядом авторов при помощи таких геофизических методов как глубинное сейсмическое зондирование (ГСЗ), сейсмическая томография с использованием объемных и поверхностных волн,  геотермия, гравиметрия, МТЗ и т.д. [2, 5-11]. Однако совместная инверсия приемных функций объемных волн Ps (PRF) и Sp (SRF) и дисперсионных кривых поверхностных волн для изучения этого региона ранее не применялась.

В наших предшествующих работах методами глобальной стохастической и локальной детерминированной инверсии приёмных функций  было исследовано глубинное строение Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) [2,10] и Центральной Монголии (Хубсугул, Хангай, Гоби-Алтай) [3].  Здесь мы распространяем применение этих методов на часть Центрально-Азиатского складчатого пояса, лежащую восточнее 103°E.

При инверсии PRF и SRF скоростной разрез под станциями определяется при помощи минимизации функционала ошибки между наблюденными и синтетическими суммами (стэками) приёмных функций [2]. При этом используется глобальная стохастическая оптимизация методом отжига (simulated annealing). Мы отобрали для обработки новые сейсмограммы, зарегистрированные станциями Улан-Удэ (UUDB) и Хурамша (HRMR) по май 2024 года включительно, что значительно расширяет объем используемых данных по сравнению с более ранними исследованиями [2,11]. Общее число PRF для станции UUDB составило  280, SRF — 67, для HRMR — 78  PRF и 17  SRF.

Рисунок  1 позволяет сравнить полученные этим методом  модели скоростей поперечных волн Vs , под станциями Акташ (AKAR), HV19 и  Улан-Удэ (UUDB).

Рисунок 1.  Скоростные разрезы, полученные совместным обращением PRF и SRF для станций  AKAR, HV19, UUDB. Постериорное распределение Vs показано цветовым кодом. Медианы показаны пунктиром. Границы поиска показаны красными линиями,  черными линиями — стандартная модель IASP91.

Под станцией AKAR на Алтае не наблюдается ни резкой границы между корой и мантией (Мохо), ни зоны пониженных скоростей в верхней мантии, которая позволила бы определить толщину литосферы. Строение мантии на глубинах от 100 до 300 км почти неотличимо от стандартной модели IASP91 [12].

Под станцией HV19, расположенной на севере Монголии в районе озера Хубсугул,  граница Мохо выделяется отчётливо, а мощность коры составляет  48-50 км. Понижение скорости Vs, на глубинах 90-130 км позволяет оценить  толщину литосферы под HV19 в 90 км. На глубинах 190-240 км  скорость Vs, напротив, увеличена в сравнении со стандартной моделью IASP91, что в работе [3] было интерпретировано как деламинация (отслоение части литосферы) в этом регионе.

Под станцией UUDB границы между корой и мантией, и литосферой и астеносферой (LAB) выражены наиболее резко. Мощность коры здесь составляет 39 км, а литосферы — 73 км.   Слой пониженных скоростей Vs находится на глубинах между 73 и 116 км, а относительное снижение на его кровле составляет -7%. В более ранней работе [2] использовалось меньше данных, оценка толщины коры имеет близкую величину – 40 км, а литосферы – 85 км. Для станции HRMR мы не обнаруживаем существенных различий по сравнению с UUDB.

Описанные различия в строении коры и мантии между станциями, расположенными на Алтае, в северной Монголии и в западном Забайкалье согласуются с тем, что основным фактором геодинамики в западной части ЦАСП является коллизия Индийской и Евразийской плит, в то время как в восточной части определяющую роль может играть переходная зона верхней мантии. В результате стагнации океанских плит (слэбов) в переходной зоне, над ней происходит подъем флюидов, которые понижают вязкость астеносферы, а также и скорость сейсмических волн в ней [1,9,10].

 На широтных профилях 52°N, 50°N, 48°N  (рис.2) иллюстрируются сильные изменения в расположении  астеносферы в диапазоне между 100°E и 150°E. Здесь при помощи цвета изображены абсолютные скорости  Vs, точками — землетрясения с магнитудой выше 5.0.

Рисунок 2.  Широтные скоростные профили поперечных сейсмических волн.

Скоростные разрезы для этих профилей были получены методом локальной детерминированной оптимизации, детально описанным в работе [3]. Этот метод, в отличие от использованного выше, требует существенно меньше вычислительных затрат для многопараметрических задач, что позволяет изучить строение под значительно большим числом станций. В частности, здесь мы использовали данные всех сейсмических станций изучаемого региона по 2021 год включительно, доступных через международный центр данных IRIS DMC. Следует отметить, что локальная оптимизация чувствительна к начальному приближению и не гарантирует нахождение глобального минимума нелинейного функционала ошибки. Чтобы избежать локальных минимумов, представляющих нереалистичные решения, мы используем дополнительные данные в виде дисперсионных кривых фазовых и групповых скоростей основной гармоники Рэлея в диапазоне 25 c — 250 с. Кроме того, при здесь мы используем не простые суммы приёмных функций, а так называемые стэки. При расчёте стеков, отдельные приёмные функции сдвигаются на время, соответствующее теоретической задержке обменной волны, и только затем суммируются. В качестве примера, на рис. 3a представлены стэки PRF для станций UUDB и HRMR, рассчитанные для глубин обмена от 0 до 800 км с шагом 100 км.

Рисунок 3.  а) Стэки приёмных функций волн Ps для станций UUD (чёрная линия) и HRMR(серая линия); б) Аналогичные  стэки для станций сети YP, расположенных восточнее 125°Е. Границы переходной зоны на глубинах 410 и 660 км и  граница на глубине 600 км подписаны над соответствующими фазами.

Распределение скоростей поперечных волн Vs в регионе ЦАСП между 82°E и 170°E для  широт 48°N-52°N  характеризуется существенной латеральной неоднородностью (рис. 2).

Относительно высокие скорости в литосфере и под ней между 82°E и 94°E  отвечают горным сооружениям Алтая, что согласуется со строением под станцией Акташ  (50.3°N, 87.6°E). Литосферный блок между 94°E и 105°E  в  районе  Восточных Саян  и  Байкальской рифтовой области  характеризуется расслоенностью. Под    литосферным “козырьком”, мощность которого меняется от 65 км до 90 км прослеживаются как отрицательные, так и положительные аномалии скоростей Vs, сложной формы и переменной мощности. Наибольшее внимание исследователей ранее привлекал наиболее неглубокий из них, кровля которого поднимается до 65 км [3, 13, 14].

Восточнее  105°E такой слой больше не наблюдается. Здесь верхняя часть литосферы имеет нормальные и высокие скорости 4.5 — 4.6 км/с, и понижения скоростей не наблюдается вплоть до глубины 73 км. Мы полагаем, что эту область следует отнести к относительно более “жёсткой” и менее деформируемой Амурской микроплите, которая, хотя и неоднородна, но движется как единое целое в юго-восточном направлении, в то время как характер деформаций Центральной Монголии — более сложный  [15].

Обращает на себя внимание узкая полоса повышенной сейсмичности на профилях 48°- 50°N  вблизи 103°- 104°E, к востоку от которой находится Хэнтэйское поднятие (вблизи этой зоны произошло Могодское землетрясение 1967 г.).

Различие в строении верхней мантии западной и восточной частей Центрально-Азиатского складчатого пояса было обнаружено в работе [8] и других работах, послуживших основой для введения границы между Западной (Центрально-Азиатской) и Восточно-Азиатской частей ЦАСП по субмеридиональному георазделу 102°  ̶  104°E [16].

Между 116°E и 124°E высокие скорости в литосфере прослеживаются до глубин около 160 км, в районе расположения Аргунского массива (Аргуно-Мамынского орогенного пояса [7]). Ранее  область мощной литосферы близкого положения и формы была выделена в работах [7, 17] по гравитационным и сейсмическим данным. Восточнее, в районе северной окраины бассейна Сунляо, толщина высокоскоростного литосферного слоя уменьшается.

Протяжённая низкоскоростная аномалия на глубинах 80-160 км между хребтом Сихотэ-Алинь (138°E)  и  Камчаткой (158°E), по-видимому, характеризует астеносферу, вязкость которой значительно понизилась под воздействием флюидов, поднимающихся из переходной зоны или области над ней в результате субдукции  Тихоокеанской плиты [10, 18, 19].

В целом рис. 2 подтверждает обоснованность проведения  границы Амурской плиты восточнее области Центральной Монголии вблизи 105°E.  В дополнение к  повышенной сейсмичности в этом районе и изменению векторов скорости смещения земной поверхности [15]  скоростная структура литосферы и подлитосферной мантии к западу и востоку от этой границы значительно отличаются.  Мы предполагаем, что литосфера Хангайского поднятия на западе, разрушается в процессе деламинации, в то время как литосфера Амурской плиты, объединившая  менее мощные террейны, движется как единое целое в юго-восточном направлении. Обширная отрицательная аномалия глубинах 80-160 км между хребтом 138°E и 158°E объясняется понижением вязкости и скорости Vs в   астеносфере, которая локально воздействует на литосферу вплоть до Хангая на западе. Ещё западнее, в районе Алтая не наблюдается даже локальное воздействие.

Переходная зона мантии

Особенность изучаемого региона – наличие на стэках PRF сильных импульсов, предшествующих обменным волнам P410s и P660s в центральной и восточной частях Байкальской рифтовой зоны (БРЗ) [10]. Эти импульсы обладают обратной полярностью по отношению к P410s и P660s. В то время как волны P410s и P660s выделяются практически повсеместно и объясняются фазовыми переходами на верхней и нижней границах переходной зоны, вопрос о глобальном характере и природе их предвестников с противоположной полярностью остаётся предметом дискуссии.

 Источником первого импульса, который на 35-40 секунд запаздывает по отношению к P-волне, считается слой с повышенным содержанием воды на глубине 350-400 км, при этом допускается частичное плавление мантии [10]. Второй импульс запаздывает на 65 секунд по отношению к волне P и опережает на 5 секунда волну P660s [10, 18, 19]. На рис. 3 мы обозначаем этот импульс P600s.

Авторы работы [20] предположили, что источником P600s является слой пониженной на 2.2% скорости, расположенный на глубинах 570-600 км и состоящий из гранатита в соответствии с гипотезой А. Рингвуда [21]. В работе [22] проведено исследование распространения аналогичного импульса в Китае,  где он был хорошо выражен только на станциях восточной части страны.  В работе [23] на основе суммирования данных станций на континентах и океанических островах был сделан вывод, о том, что слой пониженной скорости на глубине 600 км распространён повсеместно. Однако в работах [3,10] было продемонстрировано, что импульс P600s не выделяется на Сибирской платформе и в Западной и Центральной Монголии, хотя отчётливо виден на станциях восточной части Байкальской рифтовой зоны.

В работе [10]  было показано, что импульс P600s обладает значительной амплитудой на стэках, полученных по данным станции UUDB. На рис. 3 сплошными черными линиями показаны стэки, рассчитанные по данным станции UUDB за значительно более длинный период времени (до мая 2022 года), так что общее число просуммированных PRF составило 657. Сплошными линями серого цвета показаны стэки для станции HRMR, полученные путём суммирования 446 PRF.  Cтэки для UUDB и HRMR близки в промежутке времени 20-30 сек после прихода P-волны, где велики амплитуды волнам, преломленных в коре и на границе коры и мантии, их многократных отражений.

Импульсы P660s  на рис. 3a хорошо видны как на станции UUDB, так и на станции HRMR. На обеих станциях им предшествуют импульсы P600s с отрицательной полярностью, при этом после P660s импульсов сравнимой амплитуды не наблюдается.

Рис. 3б  представляет  стэк  для  5495 PRF,  рассчитанных для всех станций сети YP, расположенных восточнее 125°E.  Различия по сравнению с  рис. 3a наблюдаются на всём временном отрезке. Отличия на временах до 30 секунд объясняются существенным утонением земной коры на востоке.  Хотя импульс P660s на рис. 3б отчётливо выделяется на фоне шума, его амплитуда очень мала и не превышает амплитуды предшествующего негативного импульса P600s. Отметим, что рис. 3а и 3б одинаково нормированы к амплитуде падающей P-волны, что позволяет визуально сравнивать амплитуды импульсов.

Далее мы предпринимаем попытку уточнить природу импульса P600s при помощи изучения отношения его амплитуды к амплитуде P660s, которое показано по вертикальной оси на рис. 4. Использовались только данные станций, для которых мы отобрали не менее 50 PRF.  На стационарных станциях  ФИЦ  ЕГС  РАН   и  монгольской станции Улан-Батор мы располагаем многими сотнями PRF, поэтому для них были сделаны случайные повторные выборки по 300 записей, и каждая выборка изображена точкой. Для  других сетей каждой станции соответствует одна точка.

Рисунок 4. Отношение амплитуд  P600s и P660s к волне Р:  а) для станций  России и Монголии. Чёрные кружки — станции на щитах и платформах, жёлтые и зелёные треугольники — станции Улан-Удэ и Хурамша соответственно, синие квадраты — станция Улан-Батор, серые плюсы — другие станции в Монголии и Китае (сети XI, XL, YP, ZX), станции вне щитов и платформ;  б)  для станций  крупнейших стационарных сетей Северной и Южной Америки и Австралии (сети AU, BL, BR, CN, LD, N4, NM, S1).

Рис. 4 мы интерпретируем как  наложение двух распределений. Первое распределение (чёрные кружки) демонстрирует прямую пропорциональность амплитуды P600s амплитуде P660s на щитах и платформах.  При этом амплитуда P600s составляет приблизительно 0.4 от амплитуды P660s, вне зависимости от их абсолютных величин Такое поведение характерно для левого «лепестка» сейсмического импульса, представляющего волну P660s и позволяет предположить, что на щитах и платформах   граница 600 км  отсутствует.

В то же время в других тектонических условиях не обнаруживается зависимости P600s от P660s. В таких обстановках возможно существование самостоятельной границы раздела в переходной зоне, порождающей импульс P600s. Достоверный ответ на вопрос о природе импульса P600s, на наш взгляд, может дать лишь моделирование скоростного строения среды для разных тектонических обстановок, в диапазоне глубин от земной поверхности до подошвы переходной зоны.

Вместе с тем, определённые выводы о природе P600s позволяет сделать  сопоставление географического распределения отношения амплитуды P600s к амплитуде P660s,  со скоростным строением литосферы и  данными о магматической активности (рис. 5).

Рисунок 5. Аномалии скоростей поперечных волн Vs, осреднённые в диапазоне глубин 60-85 км. Величины аномалий приведены на шкале справа. Кружками изображено отношение амплитуд P600s/P660s (см. пояснение в тексте). Черными звёздочками отмечены районы кайнозойского вулканизма.

На рис. 5 использованы три градации отношения амплитуд импульсов P600s к P660s.  Измерения на станциях, где это отношение выше  -0,75 показаны кружками синего цвета, для отношения в диапазоне от -0,75 до -1,0 — серыми, а в случае, когда P600s превосходит по абсолютной величине P660s — жёлтыми кружками.

В качестве фона используются отклонения скорости поперечных волн V_S от среднего значения, осредненные по глубинам 65 км — 85 км. Звездочками изображены районы кайнозойской вулканической активности.

Как показывает рис. 5, в районах относительно пониженных скоростей в верхней части литосферы, соответствующих плато Дариганга и периферии бассейна Сунляо отношение P600s/P660s наиболее велико по абсолютной величине. Исходя из разрезов на рис. 2 и стэков  на  рис. 3б  мы  полагаем, что роль коровых и литосферных ревербераций на временах запаздывания 58 с — 60 с  несущественна, и причиной высокого отрицательного отношения P600s/P660s, являются аномалии переходной зоны.

Для тех регионов, где амплитуда P660s велика, представляется вероятным наличие слоя пониженных скоростей с кровлей 570 км или глубже [3,10]. Для  регионов, где амплитуда 660 км меньше, возможны альтернативные объяснения, такие как градиентный характер самой границы 660 км, либо наличие в переходной зоне слоя не низких, а высоких скоростей (например, стагнирующей плиты), благодаря чему скоростной контраст на глубине 660 км оказывается ниже стандартного и порождает слабый импульс P660s.

Заключение

Установлены некоторые особенности  скоростного строения литосферы и астеносферы для Забайкалья и Восточной Монголии, включающей разные тектонические области (Байкальская рифтовая зона, Восточно-Монгольская вулканическая зона, Амурская плита).

Наблюдаются значительные различия в строении верхней мантии — к западу и востоку от меридиана 105° в.д.  Низкоскоростная линза с кровлей, поднимающейся до 65 км в районе Хангайского поднятия,  не прослеживаетя  восточнее меридиана 105°E  При этом более глубокая отрицательная аномалия  Vs увеличивается в восточном направлении.

Внутри Амурской плиты отчётливо выделяется высокоскоростная литосфера Аргунского (Керулен-Аргуно-Мамынского)  массива, которая на юге граничит с более тонкой литосферой бассейна Сунляо.

Сложное строение литосферы региона  является отражением геодинамических изменений  структуры Центрально-Азиатского складчатого пояса,  связанных с процессами субдукции, деламинации и действия восходящих верхнемантийных  плюмов   в этом регионе.

Исследование регионального распределения амплитуд фаз P600s и P660s для восточной части Центрально-Азиатского складчатого пояса и прилегающих регионов приводит к выводу, что фаза P600s наблюдается не повсеместно, а в регионах недавней тектонической активности.

Работа выполнена в рамках проведения исследований по госзаданию  ИФЗ  РАН  № FMWU-2025-0030 и госзаданию  ГИН СО РАН  № 126020216348-5  с использованием данных, полученных на уникальной научной установке «Сейсмоинфразвуковой комплекс мониторинга арктической криолитозоны и комплекс непрерывного сейсмического мониторинга Российской Федерации, сопредельных территорий и мира» (https://ckp—rf.ru/usu/507436/, http://www.gsras.ru/unu/).