Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста

Вопросы геофизики. Выпуск 45. СПб., 2012 — (Ученые записки СПбГУ; № 445)
3
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
СТРОЕНИЕ ВЕРХНЕЙ МАНТИИ
В ОКРЕСТНОСТИ ЛИНИИ ТОРНКВИСТА—ТЕССЕЙРА ПО ДАННЫМ
ШУМОВОЙ ПОВЕРХНОСТНО-ВОЛНОВОЙ ТОМОГРАФИИ
Введение
В последнее десятилетие для изучения горизонтальных вариаций строения земной
коры широко используется поверхностно-волновая томография, основанная на корреляционных свойствах «внешнего» сейсмического шума [1–6]. Этот метод основан на
том, что кросс-корреляционная функция (ККФ) случайного волнового поля, зарегистрированного в двух точках, определяет функцию Грина между этими точками [7–9].
Если предположить, что «внешний шум» содержит поверхностные волны, создаваемые
случайно распределенными по поверхности источниками, то ККФ шума дает возможность определить функцию Грина поверхностной волны от источника в точке расположения одной станции и зарегистрированного на другой станции. В работах [5, 6] было
показано, что такой подход можно использовать для исследования строения не только коры, но и верхней мантии, поскольку дисперсионные кривые поверхностных волн,
построенные по ККФ шума, согласуются с теми, которые получаются по данным землетрясений в диапазоне достаточно больших периодов (до 100–140 с). В то же время
оставалось непонятным, что является источником шума на таких периодах, и почему
такие источники можно рассматривать как равномерно распределенные по поверхности. Дальнейшие исследования [10, 11] показали, что источниками длиннопериодного
шума в действительности являются землетрясения. А поскольку эпицентры землетрясений распределены по поверхности Земли неравномерно, и, более того, в некоторые
периоды времени они сосредоточены в узко локализованных зонах, что обычно имеет
место после сильных землетрясений (афтершоки), то в ряде случаев ККФ оказываются искаженными, и соответственно получаемые по ним дисперсионные кривые нельзя
использовать в процедуре поверхностно-волновой томографии. В работе [12] дисперсионные кривые волны Рэлея, построенные по корреляции вертикальных компонент шума
на станциях, расположенных на Восточно-Европейской платформе (ВЕП) и некоторых
станциях Западной Европы, были использованы для оценки строения верхней мантии
ВЕП и ее обрамления с запада и юга. При этом приходилось отбирать такие записи шума, которые давали достаточно устойчивые ККФ (более или менее симметричные и не
сильно искаженные помехами), но и это не давало гарантии адекватности построенных
по ним дисперсионных кривых. При этом в ряде случаев не удавалось вообще построить
дисперсионную кривую из-за существенной асимметрии и зашумленности корреляционной функции. Тем не менее в этой работе удалось выявить существенное различие в
строении верхней мантии по обе стороны линии Торнквиста—Тессейра (ТТ). Для уточнения результатов, полученных в [12], необходимо было, во-первых, усовершенствовать
методику построения корреляционных функций, в которой было бы снижено влияние
землетрясений, и во-вторых, по возможности добавить данные по трассам, пересекающим зону ТТ.
c
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова, 2012
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
4
В настоящей работе показано, что наиболее эффективным методом построения корреляционной функции является использование данных за те годы, когда отсутствовали
скопления землетрясений в узких областях, и суммирование ККФ за эти годы. Это позволило добавить к использованным ранее данные еще по 50 межстанционным трассам,
при этом были добавлены данные двух станций, расположенных к западу от линии ТТ,
и одной станции на юге.
Методика
Нами была использована стандартная методика построения дисперсионной кривой
волны Рэлея по кросс-корреляционной функции сейсмического шума на парах станций
[13]. Методика включает: вычисление ККФ за периоды, равные одним суткам, суммирование суточных ККФ за длительный период (1 год), фильтрацию ККФ набором
узкополосных фильтров, определение моментов времени, соответствующих максимумам огибающих фильтрованных ККФ, и, наконец, вычисление групповых скоростей
по полученным значениям времен. Для подавления сигналов от землетрясений использовалась амплитудная нормализация записей на скользящее среднее [13]. Длительность
интервала, в котором вычислялось скользящее среднее [5], 70 с.
Применение такой методики к записям станций на ВЕП в диапазоне периодов от 10
до 100 с и более показало, что во многих случаях ККФ оказывается не симметричной,
какой она должна была быть в случае, если источники шума были бы распределены
равномерно по поверхности Земли. Более того, как было показано в [11], максимумы
огибающих ККФ в некоторых случаях появляются на более ранних временах. В качестве примера на рис. 1 приведена ККФ записей шума за 2005 г. на станциях OBN
и ARU и результаты ее полосовой фильтрации. Левая часть ККФ обусловлена шумом, пришедшим с востока, а правая — с запада. Соответственно, левая часть отражает функцию Грина для источника в точке ARU, а правая — для источника в точке
OBN. Видно, что в интервале периодов 30–70 с на левой части ККФ появляются весьма
интенсивные сигналы на ранних временах. Такой факт объясняется большим количеством землетрясений вблизи Суматры в 2005 г. после катастрофического землетрясения
26 декабря 2004 г. На рис. 1, б изображена условная плотность числа землетрясений.
Казалось бы, магнитуда землетрясений не существенна из-за амплитудной нормализации, используемой в процедуре вычисления ККФ, и при вычислении плотности можно
было бы просто подсчитывать число событий независимо от магнитуды. Однако очевидно, что, несмотря на амплитудную нормализацию, сильные землетрясения вносят
бол́ьший вклад в ККФ, так как из-за высокой амплитуды после нормализации в оставшейся записи «шум» будет на достаточно длительном промежутке обусловлен только
колебаниями от землетрясения, тогда как в случае слабых землетрясений, во-первых,
такой промежуток короче, а во вторых, за счет небольшой интенсивности колебаний
от землетрясения оставшийся «шум» может только частично содержать вклад от землетрясения. Поэтому при расчете условной плотности землетрясений принималось во
внимание не только их число, но и магнитуда. Средняя амплитуда колебаний А от землетрясения определялась как корень квадратный из энергии землетрясения, которая в
свою очередь вычислялась по магнитуде М по формуле Гутенберга:
log E = 1.5M + 11.8.
Рис. 1. Кросс-корреляционная функция шума между станциями OBN и ARU, результаты ее полосовой фильтрации (а) и условная плотность
землетрясений (б) за 2005 г. цифры у кривых — значения периодов в секундах, соответствующие средним частотам фильтров
Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. . .
5
6
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
Соответственно при расчете «числа» землетрясений каждому землетрясению придавался вес, пропорциональный амплитуде. При этом условно считалось, что событие
с магнитудой M = 5 имеет вес, равный единице. Из рис. 1, б видно, что от землетрясений в районе Суматры разность времен прихода волн на станции OBN и ARU
должна быть меньше, чем обусловленная волнами, приходящими от источников, расположенных вдоль линии, проходящей через станции. Оценка этой разности времен
хорошо согласуется с временем появления первого максимума на левой части ККФ на
периодах 30–70 с, отвечающих максимуму колебаний в поверхностных волнах.
В работе [11] предложено два способа подавления эффекта землетрясений, приводящего к искажению ККФ.
Один способ заключался в том, чтобы при вычислении ККФ исключать из записей
(занулять) промежутки времени, в которые приходят волны от достаточно сильных
землетрясений. Такими принимались землетрясения с M > 5. Это приводило к исключению примерно 10 % записей, что при суммировании за год представлялось не
слишком большим. Уменьшение этого порога привело бы к исключению значительной
части записей, поскольку число таких землетрясений в соответствии с законом Гутенберга резко возрастает с уменьшением магнитуды. Проверка этого способа в целом ряде
случаев показала, что в годы, когда имело место скопление землетрясений в ограниченной по размерам зоне, этот способ хотя и ослабляет вклад землетрясений в ККФ,
но не исключает его. Рис. 2, a, б иллюстрирует некоторое уменьшение влияния землетрясений на искажение ККФ. Наличие максимума плотности землетрясений в районе
Суматры на рис. 2, б, хотя и менее выраженного, чем на рис. 1, б, свидетельствует о
том, что и сравнительно слабые землетрясения вносят вклад в шум.
Суть другого способа ослабления влияния землетрясений на ККФ шума в том, чтобы при расчетах ККФ использовать записи шума за такие годы, когда отсутствуют
отчетливые скопления землетрясения, как это имело место, например, в 2005 г. Анализ распределения условной плотности землетрясений за 2000–2007 гг. показал, что
такими годами являются 2001, 2002 и 2003 гг. В работе [11] путем численного моделирования было показано, что и в случае неравномерного распределения источников
шума (кластеризации источников в отдельных областях) можно снизить вызываемый
этим эффект путем суммирования ККФ за достаточно длительный промежуток времени, в котором даже при наличии отдельных кластеров распределение источников
более близко к равномерному. На основании этого был сделан вывод, что для получения ККФ, отражающих функцию Грина и, соответственно, годных для построения
дисперсионных кривых на межстанционных трассах, следует использовать записи за
указанные годы (2001–2003) и суммировать ККФ за все 3 года. Пример такого построения приведен на рис. 3, на котором для той же пары станций OBN–ARU показаны ККФ
(рис. 3, а) и распределение условной плотности землетрясений за 1 год (рис. 3, б) для
сопоставления с рис. 1, б и 2, б. Здесь уже распределение источников более или менее
приближается к равномерному, а на фильтрованных ККФ четко выделяются максимумы как слева, так и справа, по которым можно уверенно построить дисперсионную
кривую.
Приведенный анализ привел нас к выводу о том, что для получения дисперсионных
кривых на трассах, пересекающих исследуемый регион, следует строить ККФ по записям 2001–2003 гг. путем суммирования по возможности за все 3 года (на некоторых
станциях записи за отдельные период времени отсутствовали).
Рис. 2. То же, что и рис. 1, но из данных исключены участки записи с землетрясениями M > 5; при расчете условной плотности землетрясений
также исключены землетрясения с M > 5
Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. . .
7
Рис. 3. То же, что и рис. 1, но по данным 2001–2003 гг.
8
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. . .
9
Для решения задачи поверхностно-волновой томографии по дисперсионным кривым
групповых скоростей на трассах, пересекающих область исследования, использовался
метод, предложенный в работах [14, 15], основанный на условии гладкости латерального
распределения скорости.
Исходные данные
На рис. 4 изображены межстанционные трассы, на которых определялись кросскорреляционные функции и дисперсионные кривые в интервале периодов 10–100 с. К
данным, использованным в работе [12], были добавлены данные по 49 трассам, которые включали станции RUE (φ = 52.47◦ , λ = 13.78◦ ), RGN(φ = 54.54◦ , λ = 13.32◦ ),
ISP(φ = 37.84◦, λ = 30.50◦ ). Всего выборка содержала данные по 226 трассам. Добавление данных станций RGN и RUE позволило существенно увеличить разрешающую
способность данных в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. Разрешающая способность данных оценивалась двумя способами.
Рис. 4. Схема трасс между станциями, по которым определялись
кросс-корреляционные функции. Жирной линией обозначена линия
Торнквиста—Тессейра. Пунктир — профиль АА , вдоль которого вычислялся вертикальный скоростной разрез
Первый способ — это широко применяемый в зарубежных исследованиях так называемый «тест шахматной доски» (checkerboard test). Суть его в том, что выбирается
модель распределения латеральных неоднородностей в виде чередования положительных и отрицательных аномалий в ячейках некоторого выбранного размера аналогично
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
10
Рис. 5. Иллюстрация оценки разрешающей способности данных: а, б — тест «шахматной доски»:
а — модельное распределение аномалий скорости, б — результат восстановления аномалий по синтетическим данным, рассчитанным по трассам, изображенным на рис. 4. Жирной линией оконтурена
область, внутри которой могут быть разрешены неоднородности, имеющие линейный размер порядка
800 км, в — распределение радиуса эффективной области сглаживания, рассчитанного по методу [14,
15]
шахматной доске. Для такой модели рассчитываются времена пробега волн по трассам,
используемым в реальных данных. Далее тем же методом, который применяется для
решения томографической задачи по реальным данным, задача решается по данным,
рассчитанным для модели. Область, в которой выявляются аномалии, считается той, в
которой могут быть разрешены аномалии размером с выбранные ячейки. На рис. 5, а
изображена модель, средний размер ячеек 800 км; на рис. 5, б — результат восстановления распределения скорости в модели по синтетическим данным. Линия оконтуривает
область, в которой аномалии такого размера могут быть выявлены.
Второй способ предложен в работах [14, 15]. Он заключается в оценке радиуса эффективной области сглаживания, который определяется одновременно с нахождением
решения. Распределение эффективного радиуса области сглаживания R изображено на
рисунке 5, в. Из рисунка видно, что область, внутри которой R < 400 км, практически
совпадает с той, в которой согласно тесту «шахматной доски» могут быть разрешены аномалии размером 2R. Поэтому построение решения проводилось внутри такой
области так, чтобы можно было с уверенностью говорить о том, что если в решении
выделяются аномалии такого (или большего) размера, то они не являются артефактами.
Результаты томографии
По дисперсионным кривым, построенным вдоль трасс, изображенных на рис. 4,
строились латеральные распределения групповых скоростей для периодов 10–100 с
(рис. 6).
По полученным картам распределения групповых скоростей можно было построить
локальные дисперсионные кривые в отдельных точках области. Дисперсионные кривые
Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. . .
11
Рис. 6. Латеральное распределение скоростей рэлеевских волн для
периодов 10, 30, 50 и 80 с внутри области допустимого разрешения
определялись с шагом 3◦ по широте и по долготе внутри области допустимого разрешения. По этим дисперсионным кривым путем решения 1D-обратной задачи вычислялись
вертикальные разрезы скоростей поперечных волн, на основе которых можно было построить латеральные распределения скоростей на отдельных глубинах. Примеры карт
латерального распределения скоростей в мантии на глубинах 50–300 км с шагом 50 км
приведены на рис. 7.
Из рисунка отчетливо видно различие структур по разные стороны линии
Торквиста—Тессейра. Обращает на себя внимание резкое понижение скорости с запада от ТТ на глубинах 100–150 км, и, наоборот, повышение скорости на глубинах
250–300 км. Эта особенность была отмечена и в работе [12], но из-за меньшего объема
данных она не проявилась столь отчетливо. В то же время на глубине 50 км (фактически непосредственно под Мохо) соотношение скоростей с запада и с востока от ТТ
прямо противоположное. Это могло бы быть следствием того, что при решении обратной задачи мощность коры принималась одной и той же на всей территории. Однако и
расчеты при разной мощности коры (35 км с запада от зоны ТТ и 42 км с востока) не
изменили результата. Дело в том, что исходные данные о дисперсии дают недостаточную информацию о строении коры и подстилающей толщи — она содержится только в
данных для периодов 10 и 15 с. В то же время средняя скорость в коре (в предположении ее неизменной мощности) согласуется с известными данными, в том числе и с
наилучшей на настоящий момент моделью crust2.0, построенной путем обобщения всех
известных данных [16] (рис. 8). Полученное в настоящей работе распределение средней
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
12
Рис. 7. Восстановленное распределение скорости поперечных волн на глубинах 50–300 км
скорости в коре является более сглаженным по сравнению с моделью crust2.0, но в
то же время в нем более четко выявляется различие в величине скорости по разные
стороны линии ТТ.
Полученные распределения скоростей позволяют строить и разрезы в вертикальных сечениях. На рис. 9 приведен разрез в вертикальном сечении по профилю АА ,
перпендикулярному линии ТТ. Этот профиль указан на рис. 4 пунктирной линией. Он
отчетливо иллюстрирует различие структур с разных сторон зоны ТТ.
Обсуждение результатов
Известно, что вдоль линии Тессейра—Торнквиста проходит зона контакта литосферы асейсмичной докембрийской Восточно-Европейской платформы и сравнительно
молодой тектонически активной литосферы Западной Европы (ЗЕ). Различие между структурами по разные стороны зоны ТТ было обнаружено, в частности, в работе [17], однако большие расстояния между станциями не позволили добиться хорошего разрешения. Проведенные вдоль этой линии сейсмические исследования в рамках
программы EUROPROBE [18] (POLONAISE–97, CELEBRATION–2000, TOR) выяви-
Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. . .
13
Рис. 8. Латеральное распределение средней скорости поперечной волны в коре: а — полученное в
настоящей работе, б — по модели crust2.0
Рис. 9. Распределение скорости поперечной волны в вертикальном сечении,
проходящем через профиль АА , обозначенный на рис. 4
14
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
ли яркие особенности в структуре коры. По результатам проектов POLONAISE–97,
CELEBRATION–2000 методами ГСЗ было показано, что при переходе через границу
ТТ на территории Польши от ВЕП к ЗЕ мощность коры уменьшается от 40–45 до
30–35 км и скорость в ней резко понижается. Строение верхней мантии в окрестности
зоны ТТ до сих пор изучено слабо ввиду недостаточного числа землетрясений на территории ЗЕ и их отсутствия на ВЕП. Известны лишь результаты по проекту TOR, в
котором по данным сети временных сейсмостанций было проведено исследование глубинной структуры (200–300 км) территории от Северной Германии через Данию до
Южной части Швеции вкрест простирания зоны ТТ при использовании нелинейного телесейсмического томографического алгоритма [19]. Исследование показало, что
в рассматриваемой части зоны ТТ толщина литосферы (120 км) подстилается низкоскоростной астеносферой, существенно отличаясь как от тонкой литосферы Северной
Германии, так и от толстой (более 200 км) литосферы Балтийского щита без явных
признаков астеносферного слоя [20, 21]. Однако проект TOR покрыл лишь небольшую
(северную) часть зоны ТТ, где была развернута сеть временных станций.
Из анализа горизонтальных срезов вариации скорости, полученных в данном исследовании и приведенных на рис. 7, и вертикального скоростного разреза (рис. 9) четко
прослеживается различие в скоростном строении на запад и восток от зоны ТТ. Средняя скорость в коре уменьшается с востока на запад в направлении, перпендикулярном
линии ТТ, от 3.6 до 3.3 км/с (рис. 8). Область высоких скоростей на срезе для 50 км
на запад от зоны ТТ согласуется с данными сейсмического скоростного разреза через
зону ТТ по профилю 4 POLONAISE–97. В этом районе наблюдается поднятие границы
Мохо (35–40 км) и влияние более высокоскоростной подстилающей мантии.
Что касается подкоровой мантии, то на глубине около 100 км как к западу от ТТ,
так и к югу прослеживается низкоскоростная астеносфера, тогда как под ВЕП скорости
на этих глубинах достаточно высокие. Подобное понижение скорости S-волн было отмечено в работе [22] на глубинах 80 и 140 км, где распределение скорости определялось
инверсией волновых форм на записях землетрясений. Однако на глубинах более 200 км
соотношение между скоростями изменяется — под палеозойской платформой ЗЕ скорости оказываются выше, чем под ВЕП. В [22] повышение скорости S-волн отмечается на
глубинах более 300 км, хотя разрешающая способность данных на этих глубинах довольно низкая. В работе [23] приводится сводный скоростной разрез продольных волн,
построенный по сейсмологическим данным для Западной Европы [24] и по данным
сверхдлинных сейсмических профилей на территории России [25] вдоль профиля от
Атлантики до Сибирской платформы. На этом разрезе также видно повышение скорости (более 300 км) при переходе через линию ТТ. Но разрешение данных на глубинах
уже более 100 км крайне низкое.
Скоростной разрез верхней мантии по профилю AA , идущему из Северной Италии через Прибалтику, Ладожское и Онежское озера в район Северной Двины (рис. 9),
в целом согласуется с общепринятыми моделями [24, 26, 27]. Так, скорости в верхней мантии за небольшим исключением закономерно убывают с востока на запад. К
западу от ТТ под фанерозойской Западной Европой видна низкоскоростная, разуплотненная верхняя мантия. Поверхность перехода от верхней мантии к нижней к западу от ТТ расположена выше, чем к востоку от ТТ под докембрийской ВЕП. Выявленная структура верхней мантии подтверждается и данными по тепловому потоку: в Западной Европе он в среднем на 10–30 мВт/м2 выше, чем в Восточной [28].
Строение верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра. . .
15
Поэтому более горячая разуплотненная мантия под Западной Европой характеризуется меньшими скоростями по сравнению с более холодной высокоскоростной мантией
под ВЕП.
Таким образом, полученная в настоящей работе картина распределения скоростей
в верхней мантии в окрестности линии Торнквиста—Тессейра, не противоречит результатам исследований других авторов и демонстрирует эффективность «шумовой» поверхностно-волновой томографии для изучения строения верхней мантии.
Работа поддержана грантом РФФИ 11–05–0335а.
Указатель литературы
1. 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.
2. Shapiro N. M., Campillo M. Emergence of broadband Rayleigh waves from correlation of the
ambient seismic noise // Geophys. Res. Lett. 2004. Vol. 31. L07614.
3. 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.
4. 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).
5. Королева Т. Ю., Яновская Т. Б., Патрушева С. С. Использование сейсмического шума
для определения структуры верхней толщи Земли // Физика Земли. 2009. № 5. C. 3–14.
6. Королева Т. Ю., Яновская Т. Б., Патрушева С. С. Строение верхней мантии Восточно-Европейской платформы по данным сейсмического шума // Вестник СПбГУ. 2009.
Сер. 4. № 2. C. 62–71.
7. Weaver R. L., Lobkis O. I. Diffuse fields in open systems and the emergence of the Green
function (L) // J. Acoust. Soc. Am. 2004. Vol. 116. P. 2731–2734.
8. Larose E., Derode A., Campillo N., Fink M. Imaging from one-bit correlations of wideband
diffuse wavefields // J. Appl. Phys. 2004. Vol. 95. P. 8393–8399.
9. Gouedard P. et al. Cross-correlation of random fields: mathematical approach and applications
// Geophys. Prospecting. 2008. Vol. 56. P. 375–393. doi:10.1111/j.1365–2478.00684.x
10. Королева Т. Ю., Яновская Т. Б., Патрушева С. С. Скоростное строение верхней мантии
Восточно-Европейской платформы по данным сейсмического шума // Физика Земли.
2010. № 10. C. 38–47.
11. Яновская Т. Б., Королева Т. Ю. О влиянии землетрясений на кросс-корреляционную
функцию сейсмического шума // Физика Земли. 2011. № 9. С. 1–10.
12. Яновская Т. Б., Королева Т. Ю. Скоростное строение верхней мантии в зоне перехода от
Восточно-Европейской платформы к Западной Европе по данным сейсмического шума
// Физика Земли. 2012. № 6. С. 1–7.
13. Bensen G.D., Ritzwoller M.H., Barmin P. et al. Processing seismic ambient noise data to
obtain reliable broad-band surface wave dispersion measurements // Geophys. J. Int. 2007.
Vol. 169. P. 1239–1260.
14. 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.
15. Yanovskaya T. B., Ditmar P. G. Smoothness criteria in surface wave tomography // Geophys.
J. Int. 1990. Vol. 102. P. 63–72.
16. Laske G., Masters G., Reif C. A new Global Crustal Model at 2x2 Degrees //
http://iggweb.ucsd.edu/ gabi/crust2.html (update 2011).
17. Zielhuis A., Nolet G. Deep seismic expression of an ancient plate boundary in Europe //
Science. 1994. Vol. 265. P. 79–81.
18. Guterch A., Grad M., Thybo H., Keller G. R. The POLONAISE Working Group.
POLONAISE–97 — an international seismic experiment between Precambrian and Variscan
Europe in Poland.
16
Т. Б. Яновская, Т. Ю. Королева, Е. Л. Лыскова
19. Shomali Z. H., Roberts R. G. and TWG. Non-linear body wave teleseismic tomography along
TOR array // Geophys. J. Int. 2002. Vol. 148. P. 562–574.
20. Санина И. А., Ризниченко О. Ю. Томографический эксперимент SVEKALAPKO //
Строение и динамика литосферы Восточной Европы. ГЕОКАРТ. ГЕОС. М., 2006.
Вып. 2. С. 70–78.
21. Bruneton M., Pedersen H. A., Farra V. and the SSTW Group. Complex lithospheric structure
under the central Baltic Shield from surface wave tomography // J. Geophys. Res. 2004.
Vol. 109. B10303. doi:10.1029/2003JB00294. P. 1–15.
22. Marquering H., Snieder R. Shear-wave velocity structure beneath Europe, the northeastern
Atlantic and western Asia from waveform inversions including surface-wave mode coupling
// Geophys. J. Int. 1996. Vol. 127. P. 283–304.
23. Павленкова Н. И. Основные результаты изучения тектоносферы Восточной Европы и
нерешенные проблемы // Строение и динамика литосферы Восточной Европы. ГЕОКАРТ. ГЕОС. М., 2006. Вып. 2. С. 659–672.
24. England P., Kennet B., Wortington M. A comparison of the upper mantle structure beneath
Eurasia and North Atlantic and Arctic oceans // Geophys. J. Roy. Astron. Soc. 1978. Vol. 54.
P. 575–585.
25. Павленкова Н. И. Изучение верхней мантии Сибирского кратона по данным сверхдлинных сейсмических профилей // Геология и геофизика. 2006. № 5. C. 36–47.
26. Павленкова Н. И. Структура земной коры и верхней мантии и механизм движения глубинного вещества // Проблемы глобальной геодинамики / под ред. Д. В. Рунквиста.
РАН. М., 2003. Вып. 2. C. 168–182.
27. Павленкова Г. А., Павленкова Н. И. Результаты сейсмических исследований верхней
мантии на территории России // Сейсмические исследования земной коры: сборник
докладов Международной научной конференции. г. Новосибирск, Академгородок, 23–
25 ноября 2004 / под ред. С. В. Гольдина и др. СО РАН. Новосибирск, 2004. С. 237–243.
28. Hurtig E. (ed.) Geothermal atlas of Europe. IASPEI International Heat Flow Commission.
1994. (Modified by V. Cermak).