Физика Земли, 2024, № 2

Российская академия наук 
Физика Земли
№ 2       2024       Март–Апрель
Основан в 1965 г.
Выходит 6 раз в год  
ISSN: 0002-3337
Журнал издается под руководством  
Отделения наук о Земле РАН
Главный редактор 
чл.-корр. РАН Ю.А. Морозов
Редакционная коллегия:
академик В.В. Адушкин, канд. физ.-мат. наук И.М. Алешин,
академик А.А. Барях, д-р физ.-мат. наук М.Л. Владов,
д-р физ.-мат. наук А.Н. Галыбин, академик А.Д. Гвишиани,
академик А.О. Глико, профессор А. Канева (Колумбия),
д-р физ.-мат. наук Г.Г. Кочарян, д-р физ.-мат. наук Ю.О. Кузьмин (зам. гл. редактора),
чл.-корр. РАН П.С. Мартышко, чл.-корр. РАН В.О. Михайлов,
д-р геол.-мин. наук В.В. Мордвинова, д-р физ.-мат. наук В.Э. Павлов,
д-р физ.-мат. наук А.В. Пономарев, д-р геол.-мин. наук П.Ю. Пушкарёв,
д-р физ.-мат. наук В.Б. Смирнов (зам. гл. редактора), чл.-корр. РАН А.А. Соловьев,
д-р физ.-мат. наук А.А. Спивак, чл.-корр. РАН С.А. Тихоцкий,
чл.-корр. РАН В.П. Трубицын, Е.А. Фаттахов (отв. секретарь),
д-р физ.-мат. наук С.Л. Шалимов, профессор Н.М. Шапиро (Франция),
чл.-корр. РАН П.Н. Шебалин, академик НАН Грузии Т.Л. Челидзе (Грузия),
д-р физ.-мат. наук В.П. Щербаков, академик М.И. Эпов, д-р физ.-мат. наук А.Г. Ягола
Зав. редакцией Л.Л. Стороженко
Адрес редакции: 123995, Москва, ул. Б. Грузинская, 10, ИФЗ РАН,  
тел.: (499)254-93-41 
E-mail: journal@ifz.ru
©	Российская академия наук, 2024
©	
Редколлегия журнала “Физика Земли”  
(составитель), 2024

СОДЕРЖАНИЕ
Номер 2, 2024
Глубинная структура Байкальской рифтовой зоны и Центральной Монголии
Л.П. Винник, Л.Л. Делицын, Л.И. Макеева, С.И. Орешин
3
Воздействие обводненности среды на продуктивность природно-техногенной 
сейсмичности (на примере Хибинского массива)
А.Ю. Моторин, С.А. Жукова, С.В. Баранов, П.Н. Шебалин
14
Анализ пространственной кластеризации сейсмических событий алгоритмом 
топологической фильтрации DPS: Прибайкалье
А.К. Некрасова, А.С. Агаян, В.Г. Кособоков
26
Циркуляция воздушных потоков как возможная причина пресейсмических аномалий 
приземного электрического поля
В.В. Сурков
42
Электромагнитные УНЧ поля на земной поверхности и в ионосфере от подземного 
сейсмического источника
Н.Г. Мазур, Е.Н. Федоров, В.А. Пилипенко, К.Е. Боровлева
59
Оценка частот и расщепления мод 2S1 и 3S1 по данным сети сверхпроводящих 
гравиметров IGETS после Охотоморского землетрясения 2013 года
М.П. Виноградов, В.К. Милюков
72
Стабильность Северной Евразии по данным спутниковой геодезии
Г.Э. Мельник, Г.М. Стеблов
85
Сравнительный анализ и единый вывод уравнений Рейсснера для 2D-изгиба толстых плит 
и уравнений Тимошенко для изгиба балок
В.П. Трубицын, А.П. Трубицын
98
К вопросу о границах применимости параметра DV2 при изучении вариаций древнего 
геомагнитного поля
Д.А. Ушаков, В.Э. Павлов
112

Анализ магнитотеллурических функций отклика, полученных в пункте зондирования 
Кем Туи (Cam Thuy), Северный Вьетнам
С.С. Старжинский
131
Сеть KISS в 2015–2016 гг.: каталоги и сравнение результатов обработки с оперативными 
оценками по постоянной сети
С.Л. Сенюков, Д.В. Дрознин, С.Я. Дрознина, Н.М. Шапиро, И.Н. Нуждина
146


ФИЗИКА ЗЕМЛИ,  2024,  № 2,  с.  3–13
 
УДК 550.347
ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ 
И ЦЕНТРАЛЬНОЙ МОНГОЛИИ
© 2024 г.    Л. П. Винник1, *, Л. Л. Делицын1, Л. И. Макеева1, **, С. И. Орешин1
1Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, г. Москва, Россия
*E-mail: vinnik@ifz.ru
**E-mail: mak@ifz.ru
Поступила в редакцию 23.08.2023
После доработки 27.09.2023
Принята к публикации 28.09.2023
Исследованы верхняя мантия и переходная зона Байкальской рифтовой зоны (БРЗ). Для анализа наблюдений использован метод приемных функций продольных волн. Установлено, что 
в центральной и северо-восточной части БРЗ обменная волна P410s предваряется волной – 
предвестником с отрицательной полярностью, сформированной в слое низкой скорости поперечных волн на глубине 350–410 км. Сходная волна-предвестник с низкой скоростью поперечных волн и отрицательной полярностью формируется на глубине 600–660 км. Низкоскоростные слои интерпретируются как результат гидратации вадслеита и рингвудита в процессе 
субдукции Тихоокеанской литосферы. Аналогичное исследование мантии Центральной Монголии не обнаружило ожидаемых признаков гидратации. Моделирование системы литосфераастеносфера Центральной Монголии путем совместного обращения приемных функций объемных волн и дисперсионных кривых поверхностных волн обнаруживает очень тонкий литосферный козырек под Хангаем и мощную слоистую астеносферу до глубины 200 км с литосферным 
включением между слоями с пониженной скоростью.
Ключевые слова: обменные волны, приемные функции, литосфера, астеносфера, верхняя мантия, 
переходная зона мантии.
DOI: https://doi.org/10.31857/S0002333724020014, EDN: BUQILD
ВВЕДЕНИЕ
Рассматривается глубинная структура части 
Восточной Азии, включающей южную окраину 
Сибирского кратона, Байкальскую рифтовую 
зону, юго-западное продолжение БРЗ (рифтовая система Тункинской впадины и озера Хубсугул) и западное Монгольское плато (Хангай 
и Гоби–Алтай). Район нашего исследования 
(рис. 1) относят к Центрально-Азиатскому орогенному поясу и выделяют в нем несколько мантийных блоков, различающихся тектоникой, геофизическими характеристиками и возрастом 
(от докембрия до триаса включительно). Данные геологических исследований дополняются 
анализом сейсмичности и вулканизма. Районы 
распространения кайнозойского вулканизма 
в БРЗ находится в юго-западной части и на северо-востоке.
Несмотря на большой объем проведенных 
исследований, ряд явлений, наблюдаемых в БРЗ 
и соседних районах, не имеет однозначного 
объяснения. Монголо-Охотский океан, занимавший в ранней юре территорию современного Забайкалья [Ivanov et al., 2015], прекратил 
существование около 150 млн лет тому назад. 
Горообразование и вулканизм возобновились 
около 30 млн лет тому назад с появлением первых хребтов и впадин БРЗ. Самые молодые 
вулканы в этом районе относятся к позднему 
голоцену и плейстоцену [Rasskazov, 1994]. Однако вопрос о глубине, на которой начинается частичное плавление мантии и зарождение 
магматических очагов, не имеет ясного ответа. 
Некоторые исследователи (например, [Zorin 
et al., 2003]) связывают геодинамические процессы в БРЗ и Монголии с термальными плюмами, которые зарождаются в нижней мантии. 
Другая популярная идея объясняет рифтогенез 
и частичное плавление мантии эффектом удаленных процессов, таких как столкновение Индии с Евразией [Molnar, Tapponnier, 1975]. Весьма вероятно, что вулканизм в восточной Азии 
следует связывать с субдукцией Тихоокеанской 
3

ВИННИК и др.
литосферы [Fukao, Obayashi, 2013] и стагнацией 
литосферных плит на глубине нескольких сотен 
километров. Последние данные о глубинной 
структуре БРЗ и смежных районов получены 
благодаря установке сети широкополосных сейсмических станций. Краткий обзор полученных 
ранее данных по БРЗ представлен ниже.
ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА БРЗ
Последнее исследование глубинной структуры БРЗ выполнено методом приемных функций [Винник и др., 2022]. Сейсмические сигналы выделяются с помощью миграции. При этом 
записи отдельных станций суммируются с временными поправками, компенсирующими зависимость времени пробега волны от глубины 
границы обмена. Суммарные трассы строятся 
для пробных значений глубины d от 0 до 800 км. 
Метод приемных функций использует продольные волны далеких землетрясений, преломленные в поперечные (Pds), или поперечные волны, 
преломленные в продольные (Sdp). Соответственно рассчитываются приемные функции продольных и поперечных волн. 
В нашем анализе записей на станциях БРЗ 
использован только метод приемных функций 
продольных волн и не используется метод поперечных волн. Этот выбор связан с особенностями площадного распределения очагов далеких землетрясений, регистрируемых в БРЗ. 
Эпицентры землетрясений, использованных 
для построения приемных функций продольных 
волн, находятся в интервале эпицентральных 
расстояний от 30° до 90° в азимутальном секторе от 120° до 210°. Количество приемных функций определяется числом сейсмических станций 
и точек обмена. Общая численность приемных 
функций продольных волн составляет около 800 
(в среднем около 80 для одной станции). 
Построенные приемные функции позволяют сформировать две группы станций, состоящие из 5 станций каждая: ORL, MOY, TLY, ZAK, 
IRK (первая группа, юго-западный район БРЗ) 
и TRG, KEL, MXM, UUD, YLY (вторая группа, центральный и северо-восточный район 
БРЗ). Большинство использованных записей 
сглажено низкочастотным фильтром Баттерворта с угловым периодом от 5 до 7 с. Волновые 
формы рассчитываются в системе LQ, где ось L 
в каждой точке параллельна главному направлению смещения в Р-волне, а ось Q направлена 
по нормали к L в плоскости распространения 
Р-волны. Точки обмена на глубине 410 и 660 км 
показаны в проекции на поверхность Земли 
(рис. 4 в работе [Винник и др., 2022]). Чтобы 
исключить эффекты различия волновых форм 
в источниках землетрясений, волновые формы 
стандартизуются деконволюцией во временной 
области [Berkhout, 1977]. 
На станциях первой группы получены записи 
волн P410s и P660s с амплитудами 0.027 и 0.034 
на времени 45.5 с (для волны P410s) и 69.4 с (для 
волны P660s). Приведенные значения амплитуды P410s и P660s здесь и далее получены нормировкой Q компоненты с помощью L-компоненты P-волны. Специальный интерес представляет дифференциальное время (разность времени 
вступлений P410s и P660s). Для первой группы 
станций дифференциальное время (23.9 ± 0.2 с) 
равно номинальному дифференциальному времени для модели IASP91 [Kennett, Engdahl, 1991].
Для второй группы станций время вступления волн P410s и P660s равно соответственно 
44.6 с и 69.6 с. Дифференциальное время составляет 25.0 с, на 1.1 с больше номинального 
дифференциального времени в модели IASP91. 
Интересную особенность приемных функций 
второй группы представляет волна с практически такой же амплитудой (0.027) и формой колебаний как Р410s, но с противоположной (отрицательной) полярностью и опережением волны 
Р410s примерно на 5 с. Отрицательная полярность волны  – предвестника Р410s означает, 
что, в отличие от волны Р410s, он образован на 
границе, где скорость поперечных волн убывает 
с глубиной. Сходная особенность (волна – предвестник с большой амплитудой, отрицательной 
полярностью и соответствующей границей) 
наблюдается на глубине около 600 км. Итак, 
в центральной и северо-восточной частях БРЗ 
в нижнем слое верхней мантии и в нижней части 
переходной зоны выделяются слои аномально 
низкой скорости поперечных волн. Эта особенность отсутствует в юго-западном районе БРЗ.
Район переходной зоны мантии, в котором 
приемные функции второй группы обнаруживают пониженную скорость поперечных волн 
на глубинах 350–410 км и около 600–660 км, соответствует плато Витим в 200 км к востоку от 
Байкальского рифта (рис. 1). В пределах БРЗ находятся несколько областей кайнозойского вулканизма – Удокан, Витим, Хамар-Дабан и Бартой. Витимская область из них является самой 
большой. На территории Витимского нагорья 
известно 88 вулканических построек, из которых некоторые достигают в поперечнике 20 км. 
Понижение скорости поперечных волн в переходной зоне может быть связано с гидратацией 
	
ФИЗИКА ЗЕМЛИ	
№ 2	
2024

	
ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ...
5
и плавлением [Bercovici, Karato, 2003]. Свидетельства частичного плавления мантии непосредственно над 410-километровой границей 
в восточной Азии и других районах, включая 
Китай, известны на протяжении длительного 
времени (например, [Revenaugh, Sipkin, 1994; 
Vinnik, Farra, 2002; 2007]). Гидратация переходной зоны мантии ведет к понижению скорости поперечных волн в вадслеите и рингвудите. В частности, одновременное добавление 
6.7 мол.% железа и 1.6 мас.% воды ведет к понижению скоростей поперечных волн на 5.57% 
(7.80%) и 5.84% (6.11%) для вадслеита и рингвудита [Tian et al., 2012]. Сообщалось (см. статью 
[Shen, Blum, 2003]) о наблюдении в южной Африке Pds-волны с отрицательной полярностью 
и обменом на глубине около 600 км, но эта волна намного слабее волн с отрицательной полярностью, обнаруженных нами на записях в БРЗ.
ЦЕНТРАЛЬНАЯ МОНГОЛИЯ
Исследование переходной зоны мантии Байкальской рифтовой системы было продолжено в районе Хубсугула и прилегающих к нему 
районов Монгольского плато (Хангай и Гоби–
Алтай). Использованы записи 26 временных 
станций МОБАЛ (2003 г.) и 112 станций сети XL 
(Лихайский Университет, Центрально-Монгольский сейсмический эксперимент, 2012–
2016 гг., [Meltzer et al., 2019]). Сеть XL в течение 
2012–2016 гг. состояла из трех групп: HV (район 
Хубсугула), НD (район Хангая) и АТ (район 
Гоби–Алтая). Расположение станций показано 
на рис. 1. В Центральной Монголии мы используем тот же метод анализа, что и для Байкальской сети: объединяем соседние станции в подгруппы (подгруппа 1 – Хубсугул, подгруппы 2, 
3, 4, 5 – Хангай, подгруппа 6 – Гоби–Алтай) 
и суммируем приемные функции продольных 
волн (РRF) в каждой подгруппе. Миграция PRF, 
показанная на рис. 2 для шести подгрупп, позволяет получить вступления волн P410s и P660s 
для каждой подгруппы. В таблице приведены 
времена вступления волн P410s и Р660s, а также 
дифференциальное время для Хубсугула, Хангая 
и Гоби–Алтая. Дифференциальное время меняется от 23.8 с для Гобийского Алтая до 24.3 с для 
северо-запада Хангая и остается близким к номинальному значению 23.9 с для модели IASP91. 
92°
96°
100°
104°
108°
112°
54°
50°
46°
Рис. 1. Расположение сейсмических станций. Стационарные станции показаны черными треугольниками; 
временные станции Центрально-Монгольского сейсмического эксперимента – пустые треугольники; сеть 
МОБАЛ – кружки. Вставка – схема расположения Витимского вулканического поля.
ФИЗИКА ЗЕМЛИ	
№ 2	
2024

ВИННИК и др.
Анализ записей, полученных в Центральной Монголии, позволяет сравнить волновые 
поля в БРЗ и в Центральной Монголии. Один 
из результатов заключается в том, что изменчивость амплитуд Р660s и предвестников Р660s, 
характерная для восточной части БРЗ, отсутствует в Центральной Монголии. Амплитуды 
HV, AT, HDWEST_2, HDWEST_3, HD_EAST_4, 
HDEAST_5 практически одинаковы и лишены 
различимых предвестников (рис. 2). Такой же 
вывод можно сделать в отношении P410s.
Для визуализации границ до глубины 800 км 
мы использовали метод общей точки обмена 
CCP (“common conversion points”). Метод CCP 
[Dueker, Sheehan, 1997] позволяет наглядно изобразить сильные глубинные границы вдоль 
выбранного профиля. Изображения CCP приемных функций Ps построены нами вдоль профилей на поверхности Земли для глубин обмена 
волны Ps от 0 до 800 км. На рис. 3 показан профиль ССР вдоль параллели 47° N, проходящей 
через Хангай. Для расчета задержек при суммировании используется заданная скоростная 
модель IASP91. Затемненные полупериоды на 
рис. 3 соответствуют положительным амплитудам суммированных волн Ps. Наиболее сильный 
сигнал соответствует границе Мохо на глубинах 
40–55 км. На глубинах около 410 и 660 км уверенно выделяются верхняя и нижняя граница 
переходной зоны. Волновую картину усложняют кратные волны от границы Mохо, которые 
проявляются в виде фиктивных границ на глубине 180–200 км. Верхняя и нижняя граница 
переходной зоны на рис. 3 изменяются плавно 
и согласованно, что предполагает практически 
постоянную толщину переходной зоны. Восточнее 105° Е изображение обеих границ смещается 
вверх, что может быть артефактом из-за неточного знания скоростной модели верхней мантии 
над 410-километровой границей. Таким образом, мы не получаем свидетельств значительных 
вариаций толщины переходной зоны в районе 
Хангая. Это заключение противоречит выводам 
некоторых работ [Sun et al., 2020; He et al., 2022]. 
Определению скоростной модели верхней мантии посвящен следующий раздел этой работы. 
СТРУКТУРА СИСТЕМЫ 
ЛИТОСФЕРА–АСТЕНОСФЕРА 
ЦЕНТРАЛЬНОЙ МОНГОЛИИ
Центральная Монголия представляет тектонически сложный регион. Происхождение необычного поднятия Хангайского купола имеет дискуссионный характер. В отличие от БРЗ 
Хангайский купол представляет внутриконтинентальное плато с высотой до 4 км (на 2 км 
выше основания). Для объяснения уникальности поднятия Хангайского купола предлагались 
различные гипотезы: мантийный плюм из переходной зоны или нижней мантии, расслоенность 
литосферы, подъем астеносферы. К настоящему времени по сейсмическим данным получены 
различные скоростные модели верхней мантии 
этого региона, например [Chen et al., 2015; Feng, 
2021; Zhao,Wang, Huang, 2021; Wu, Huang, Zhao, 
2021; Wang et al., 2022]. 
Для исследования верхней мантии модифицирована методика совместного обращения 
приемных функций объемных волн и дисперсионных кривых поверхностных волн. Использовались волны, зарегистрированные сейсмическими станциями в районе от 95 до 111° в.д. 
и от 40 до 56° с.ш. (рис. 1). Обработаны записи 
более 150 сейсмических станций, принадлежащих различным сетям сейсмических станций. 
Значительная часть записей в этом районе была 
забракована из-за высокого уровня шума. 
При обращении приемных функций волн Ps 
и Sp обычно применяется группирование сейсмических записей по станциям с целью увеличения отношения сигнал/шум. Мы применяем 
группирование сейсмических событий, лучи которых проходят через один и тот же объем среды на заданной глубине (см., например, работу 
[Kraft et al., 2018]). На поверхности Земли выбираются точки (виртуальные станции) с шагом в 1° по широте и долготе. Выбирается целевая глубина точек обмена и соответствующие 
этим точкам приемные функции суммируются. 
В расчет включаются все точки обмена на этой 
глубине с угловым расстоянием до виртуальной 
станции, не превосходящим 1°. В нашем случае 
процедура проводится для глубин от 0 до 800 км 
с шагом 80 км. Использование суммарных приемных функций для ряда глубин отличает нашу 
методику обращения данных от применявшихся 
ранее, где использовались суммарные приемные 
функции только для нулевой глубины. В зависимости от ячейки количество суммируемых записей может достигать нескольких тысяч. 
Теоретические сейсмограммы объемных волн 
рассчитываются методом Томсона–Хаскелла 
[Haskell, 1962] с уплощением (см. работу [Biswas, 
1972]). Синтетические суммарные приемные 
функции волн Ps рассчитываются при помощи 
той же процедуры суммирования, что и при обработке наблюдений. Для волн Ps суммируются 
	
ФИЗИКА ЗЕМЛИ	
№ 2	
2024

	
ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ...
7
AT
HV
800
800
600
660
600
660
410
410
400
400
Глубина, км
Глубина, км
200
200
0
0
60
80
100
60
80
100
–20
0
20
40
Время, с
–20
0
20
40
Время, с
HDWEST_2
HDEAST_4
800
800
600
660
600
660
410
410
410
400
400
Глубина, км
Глубина, км
200
200
0
0
60
80
100
60
80
100
–20
0
20
40
Время, с
–20
0
20
40
Время, с
HDWEST_3
HDEAST_5
800
800
600
660
600
660
410
410
400
400
Глубина, км
Глубина, км
200
200
0
0
–20
0
20
40
60
80
100
–20
0
20
40
60
80
100
Время, с
Время, с
Рис. 2. Результаты суммирования приемных функций: HV – Хубсугул; АТ – Гоби–Алтай; HDWEST_2 – северозапад Хангая; HDWEST_3 – юго-запад Хангая; HDEAST_4 – северо-восток Хангая; HDEAST_5 – юго-восток 
Хангая. Стрелки показывают вступления волн P410s и P660s.
ФИЗИКА ЗЕМЛИ	
№ 2	
2024

ВИННИК и др.
W
E
0
0
–100
–100
–200
–200
–300
–300
–400
–400
–500
–500
–600
–600
–700
–700
–800
–800
95.0
97.0
99.0
101.0
103.0
105.0
107.0
109.0
111.0
Рис. 3. Изображение CCP суммарных PRF обменных волн Ps на широте 47° N. По горизонтальной оси – долгота (град), по вертикальной – глубина (км).
синтетические сейсмограммы, рассчитанные 
для набора из 8 лучевых параметров, в диапазоне от 4.5 до 8.0 с/град. Для Sp используются 8 лучевых параметров от 8.8 до 10.2 с/град. На рис. 4 
приведен пример теоретических и наблюденных 
суммарных приемных функций PRF, рассчитанных путем суммирования 3460 записей для 
виртуальной станции с центром в точке 48° N, 
101° E.
 В обращении данных используются дисперсионные кривые фазовых и групповых скоростей основной гармоники поверхностных волн 
Релея в диапазоне периодов от 25 до 250 с, рассчитанные по опубликованным данным поверхностно-волновой томографии (см. работу 
[Pasyanos et al., 2014]). Теоретические дисперсионные кривые поверхностных волн рассчитываются для сферической Земли при помощи 
программы из работы [Pasyanos et al., 2014]. 
В процессе обращения рассчитывается 
функционал ошибки: сумма квадратов разностей между наблюденными и теоретическими 
суммарными приемными функциями, а также 
слагаемых, которые отвечают за отклонение от 
референц-модели, за гладкость модели, за отличие наблюденных и теоретических дисперсионных кривых поверхностных волн. В качестве 
референц-модели используется начальная модель IASP91. Допустимые отклонения дисперсионных кривых поверхностных волн оценены 
по расхождениям опубликованных томографических исследований [Pasyanos et al., 2014; Shen 
et al., 2016]. Функционал ошибки минимизируется при помощи стандартного алгоритма секущих BFGS [Дэннис, Шнабель, 1988]. Используются 12 итераций, на каждой итерации методом 
конечных разностей приближенно рассчитываются производные по параметрам скоростных 
разрезов. Численные эксперименты показали, 
что дальнейшее увеличение числа итераций 
не ведет к существенному изменению модели. 
В итоге полное число расчетов синтетических 
суммарных приемных функций PRF для одной виртуальной станции достигает 5500. Такое 
же число синтетических суммарных приемных 
функций рассчитывается для волн Sp (SRF). Весовые коэффициенты для взвешивания различных типов данных выбираются методом проб 
	
ФИЗИКА ЗЕМЛИ	
№ 2	
2024

	
ГЛУБИННАЯ СТРУКТУРА БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ...
9
800
600
400
200
0
–40
–20
0
20
40
60
80
100
120
Рис. 4. Суммарные приемные функции волны Ps для ячейки с центром в точке 48° N, 101° E. Теоретические суммарные PRF показаны штрихом.
и ошибок, фиксируются и применяются для всех 
виртуальных станций. 
В соответствии с описанной процедурой 
рассчитаны одномерные скоростные разрезы для поперечных волн до глубины 800 км 
в  координатной сетке исследуемой области 
с шагом в 1°. Затем для исследуемой области 
путем интерполяции построены меридиональные и широтные двумерные скоростные профили, а также карты, соответствующие различным глубинам с шагом по глубине 5 км. 
На рис. 5 приведены двумерные скоростные 
профили поперечных волн до глубины 300 км 
вдоль долготы 100° Е, по направлению 30° NE 
и вдоль широты 48° N. Скоростные флуктуации отображаются цветовым кодом. Пунктирной линией изображена граница коры и мантии по данным модели CRUST1.0 [Laske et al., 
2013]. Мощность земной коры местами превосходит 55 км. Значительная толщина коры 
в этом регионе отмечалась раньше многими 
исследователями [Zorin et al., 1989; Мордвинова и др., 2007; Feng, 2021]. 
На меридиональном профиле (рис.  5, 
вверху) повышенные литосферные скорости 
4.50–4.55 км/с на широтах севернее 53° N соответствуют Сибирской платформе; на широтах южнее 41° N со скоростями, превышающими 4.5 км/с на глубинах 100–150 км, выделяются структуры Бейшаня, близкие к Таримскому 
кратону. Низкоскоростная область сложной 
формы в центре профиля под Хангаем со скоростями не более 4.4  км/с состоит из двух 
смыкающихся слоев: верхний слой находится 
на глубинах около 75–80 км, его кровля почти 
достигает границы Мохо в центральной части. 
Наиболее низкие скорости 4.25 км/с на этих 
глубинах наблюдаются непосредственно под 
Хангайским поднятием с минимальным значением под Тарятом. Нижняя часть области 
пониженных до 4.35 км/с скоростей в центре 
профиля находится на глубинах от 200 до 80 км 
и смыкается с верхним низкоскоростным мантийным слоем на широтах 49–50° N. 
Пространственное распространение этого слоя можно проследить на рис. 6. На карте 
скоростей на глубине 70 км в северной части 
астеносферный слой простирается до Главного Саянского разлома до широты 52° и касается 
южной оконечности озера Байкал. На юге этот 
ФИЗИКА ЗЕМЛИ	
№ 2	
2024