Рис. 2. Кривые изменений напряжения (черная линия) и смещений (красная линия) в течение эксперимента [Ma et al., 2012]. Красная стрелка указывает момент эксперимента, который обсуждается более детально. Dstress - дифференциальный стресс.
Рис. 3. Соотношение «напряжение-время» в течение одной подвижки типа stick-slip (а) и временной период нестабильного состояния (b) [Ma et al., 2012]. Буквы указывают критические моменты деформации.
Рис. 4. Направления распространения разрывов в очагах землетрясений Тункинского (а), Байкальского (б), Баргузинского (в) и Северо-Восточного (г) районов Байкальской рифтовой системы [Solonenko N.V., Solonenko A.V., 1987]. Стрелками показаны направления распространения разрывов при наличии западной (штриховая) или восточной (сплошная) составляющей.
Таким образом, более глубокие исследования процессов, сопровождающих стадию stick-slip, собственно подвижки по разлому, отражают не только кратковременное падение напряжений, что было известно, но и повышение температуры, фактор, который предлагается рассматривать как один из прогнозных критериев сейсмических событий. Независимо от методик постановки экспериментов по исследованию подвижек по разрывам они однозначно свидетельствуют о чрезвычайно коротком времени стадии собственно разрядки напряжений и смещений вдоль плоскостей разрыва в очаге землетрясения, а также разрастанию разрывов. Более того, повторяемость смещений способствуют, по мнению автора, сохранению преимущественного направления разрастания разрывов в очагах землетрясений, зафиксированному в Байкальской и других сейсмических зонах [Solonenko N.V., Solonenko A.V., 1987? Dobrynina, Sankov, 2008? Nikonov, 1975], а также экспериментальных работах [Langer, Tang, 1991] (рис. 4). Моменты stick-slip соответствуют очень быстрым подвижкам и излучению сейсмических волн. Метастабильная среда не только выходит из состояния равновесия, но и излучает сейсмические волны.
Экспериментальные работы и фактические наблюдения находят хорошее согласование с математическим моделированием и расчетами. Одно из возможных условий формирования уединенных волн при подвижке в зоне разлома проанализировано В.Г. Быковым [Bykov, 2000]. Опираясь на серии экспериментальных работ, в том числе на смену режимов скольжения от медленного в течение длительного времени формирования зоны разрыва на резкое ускорение при подвижке и слияние дислокаций в ней, В.Г. Быков показал возможность в этих случаях формирования уединенной волны скольжения - солитона [Bykov, 2000]. Его возникновение может быть обусловлено межзерновым скольжением и даже зацепами в зоне сместителя, влияние которых на формирование очага землетрясения описано в модели И.П. Добровольского [Dobrovol'sky, 1991, 2009]. Режим скольжения в зоне разлома определяется скоростью уединенной волны Vб м/с, которая зависит от вязкости м Па·с или, с учетом часто раздробленный мелкообломочный состав и фракцию пород, её квазивязкости (рис. 5). Режим скольжения определяется возникающей скоростью в процессе нагружения разломной среды, а скорость, зависящая от геологического «наполнения» и внутренней структуры зоны разлома, определяется её мощностью (толщиной), мелкой трещиноватостью, типами пород, их минеральным составом и обводненностью. По изложенным причинам смена режимов скольжения в разных активных разломах единой сейсмической зоны при длительном воздействии постоянного регионального поля напряжений будет асинхронной и установление закономерностей возникновения быстрых подвижек и сейсмической активизации разломов превращается в неразрешимую задачу из-за неопределенности цифровых значений входящих параметров. Можно полностью согласиться с основными, принципиальными выводами В.Г. Быкова [Bykov, 2000] о том, что (1) рожденная в зоне разлома уединенная волна ослабляет прочностную связь между крыльями разрыва и способствует подвижке и (2) может служить триггером усиления сейсмической активности разлома (и области его динамического влияния - С.Ш.). литосфера сейсмический деформационный
На таком понимании неустойчивости режимов скольжения по разломам В.Г. Быковым построена математическая модель деформационного процесса, поясняющая возникновение волн активизации сейсмичности при периодическом изменении трения внутри разлома или других составляющих, изменяющих квазивязкость зоны разрыва. Предложено уравнение [Bykov, 2000, p. 166], описывающее возникновение быстрых «сейсмических» подвижек по разлому в зависимости от параметров его внутренней среды: смещений блоков и расстоянием между центрами блоков, их масс, вязкости среды, толщиной (мощностью) зоны дробления и другими, в том числе увеличением влажности. Расчеты с изменением параметров моделируют периодичность возникновения подвижек в зоне разлома и его циклическую активизацию, сопровождаемую возникновением землетрясений, генерирующих деформационные волны, которые, в свою очередь, могут явиться триггером последующего землетрясения [Bykov, 2000, p. 172]. Можно понимать так, что каждый разлом характеризуется индивидуальной активизацией и сейсмическим режимом. Основной вывод В.Г.Быкова [Bykov, 2000] о волновой природе процесса активизации разломов находит подтверждение в ряде других расчетов и экспериментальных фактов.
Рис. 5. Зависимость скорости уединенной волны Vб от вязкости межзерновой прослойки м [Bykov, 2000].
Перед динамической подвижкой завершающей стадией каждого цикла stick-slip всегда возникает волна деформации, распространяющаяся вдоль контакта блоков. Это явление установлено в экспериментах, выполненных на образцах горных пород [Sobolev, 1993, 2002? Shibazaki, Matsuura, 1998] и композитных материалах [Ohnaka et al., 1997]. Именно на границе твердых тел при их взаимном быстром смещении происходит генерирование деформационных волн различного типа и масштаба и даже названий: волны расслоения-срыва (waves of detachment), волны разделения (waves involving separation), волны сдвигового напряжения [Sobolev, 1993], уединенные волны скольжения [Bykov, 2001].
Теорию быстрых тектонических волн или волн тектонических напряжений детально рассмотрели В.Н. Николаевский и Т.К. Рамазанов в ряде своих публикаций [Nikolaevsky, Ramazanov, 1984, 1985, 1986]. Предложена двумерная модель распространения волн тектонических напряжений, которые являются триггером землетрясений в сейсмоактивных регионах. Возникновение напряжений обусловлено изгибом-сжатием литосферной плиты и действием вязких касательных усилий на контакте литосфера-астеносфера [Nikolaevsky, Ramazanov, 1985] (рис. 6, а). Дано математическое обоснование возникновения уединенных тектонических волн, энергетически поддерживаемых стационарным астеносферным потоком, который компенсирует вязкую диссипацию. Скорость такой волны постоянна и составляет около 30 км/год, длина волны ~100 км, а эффективная ширина порядка 200 км. Система «литосферная плита и астеносферное течение» является автоволновой, а возникающие уединенные тектонические волны не затухающими. Ширина волны достаточна для «захвата» сейсмической зоны по всей её ширине, а скорость - для волновой активизации интенсивности возбуждения землетрясений по простиранию зоны в течение 2-4 лет. Можно полагать, что уединенные волны - солитоны - таких характеристических параметров могут рассматриваться как триггерные механизмы периодических активизаций сейсмического процесса в сейсмических зонах континентальной литосферы.
Рис. 6. а - модель системы литосфера-астеносфера и схема генерации тектонических напряжений и деформационных волн [Nikolaevsky, Ramazanov, 1986]? б - схема передачи волн тектонических напряжений за счет изгиба з и смещения V литосферы относительно вязкой, частично расплавленной астеносферы. Изгиб возникает из-за выдавливания астеносферного материала при неравных горизонтальных скоростях [Nikolaevsky, Ramazanov, 1985].
Для анализируемого в статье материала важны рассмотренные авторами две задачи: о генерации тектонической плоской волны подвижкой разлома и о распространении тектонической волны вдоль «свободно раскрытого» разлома как волновода. В рассматриваемых случаях тектоническая волна, или волна напряжений, описана в более ранних работах [Malamud, Nikolaevsky, 1989]. Расчеты проведены из первоначального условия «мгновенного» относительного смещения бортов разлома и нарушения «связывающих» борта прочностных характеристик, генетически вызванных изгибом литосферы. Рассчитано, что «...за счет эффектов изгиба литосферы и релаксации среды внутри разлома могут возникать элементы колебательного тектонического движения с периодами, сравнимыми со временем релаксации» [Nikolaevsky, Ramazanov, 1986, p. 10]. При этом может возникнуть осцилляция тектонической обстановки, стимулирующая некоторое время генерацию волн. Расчеты проведены для условий изгиба литосферы под действием подлитосферного потока в астеносфере (рис. 6, b), что позволяет использовать выводы авторов для обоснования генерации деформационных волн, возникающих при деформациях внутри плит и на межплитных границах. Выводы корреспондируют и с более ранними исследованиями этих же авторов о бегущих уединенных или периодических волнах, глобально охватывающих литосферу. Уединенные тектонические волны не затухают благодаря поступлению энергии из астеносферного потока, компенсирующего вязкую диссипацию. Система «литосферная плита и астеносферное течение» является «автоволновой» в широком смысле этого слова [Nikolaevsky, Ramazanov, 1985]. Рассчитанная авторами скорость уединенной волны по порядкам величин соответствует скорости D-волны, выявляемой по распределению сильнейших землетрясений [Guberman, 1979]. В.Н. Николаевский и Т.К. Рамазанов [Nikolaevsky, Ramazanov, 1986], опираясь на хорошо известные публикации о миграции очагов землетрясений [Kasahara, 1985? Rice, Gu, 1983] в сейсмических зонах, обнаружили, что вдоль разлома-волновода тектоническая волна может распространяться со скоростью, зависящей в числе прочих факторов от коэффициента Пуассона, то есть от состояния внутриразломной среды. Обобщения В.Г. Быкова [Bykov, 2005] показали, что скорость внутриразломных волн варьирует в пределах 10ч100 км/год. Таким образом, деформационные волны генерируются подвижками по крупным разломам и, в свою очередь, стимулируют нарушение метастабильного состояния разломно-блоковой среды при своём движении от источника возбуждения. При этом, при распространении в разломно-блоковой среде литосферы их векторные скорости изменяются. Особо чувствительны зоны разломов, во многих случаях трансформирующихся в своеобразные волноводы.
Наличие волновых процессов в разломах верхней хрупкой части литосферы фиксируется при повторных геодезических съёмках. Наибольший интерес представляют публикации Ю.О.Кузьмина, обобщенные результаты которых о короткопериодных волновых процессах в зонах разломов изложены в ряде известных работ [Kuz'min, 2002, 2004, 2010, 2012? Kuz'min, Zhukov, 2004].
С начала 90-х годов прошлого века Ю.А. Кузьмин [Kuz'min, 2004], В.А. Сидоров [Sidorov, Kuz'min, 1989] и В.С. Жуков [Kuz'min, Zhukov, 2004] в ряде публикаций сопоставили данные, полученные идентичными системами геодезических измерений (плотность пунктов наблюдений, точность и частота опросов), расположенными в сейсмоактивных и асейсмичных районах. Выявлены приуроченные к зонам разломов различных типов и порядков вертикальные и горизонтальные интенсивные локальные аномалии. Они высокоамплитудны (50-70 мм/год), короткопериодичны (0.1-1 год), пространственно локализованы (0.1-1 км), обладают пульсационной и знакопеременной направленностью. Относительные изменения среднегодовых скоростей для них чрезвычайно высоки и составляют величины порядка (2-7)·10-5/год.
Подобные интенсивные движения Ю.О. Кузьмин [Kuz'min, 2004] назвал суперинтенсивными деформациями земной поверхности в зонах разломов. Им же предложена классификация основных типов аномального изменения современных движений земной поверхности в пределах зон, или областей активного динамического влияния разломов. Таким образом, совершенно независимым геодезическим методом установлена высокая современная короткопериодная подвижность крыльев разломов в регионах с разными типами и интенсивностью движений земной коры (рис. 7).
Причиной аналогичных относительно высокоскоростных движений земной поверхности в зонах разломов Ю.О. Кузьмин [Kuz'min, 2012] считает существование двух типов волн: «межразломных» и «внутриразломных». По данным о поочередном проявлении деформационной активности в разломных зонах («межразломная» волна) Припятской впадины устанавливается пространственно-временная миграция деформационных процессов со скоростью около 26 км/год (рис. 8). Привлечение других материалов показало, что для «межразломных» волн характерны скорости ~ 20-30 км/год. Их происхождение связано с внешними воздействиями, например приливными деформациями, или другими признаками, которые усиливаются за счет пониженной жесткости разломной зоны: она примерно на 2-3 порядка меньше, чем окружающая среда. Ю.О. Кузьмин не исключает возникновение локальных деформационных аномалий в разломных зонах за счет движений блоков, обусловленных вариациями поля напряжений, но более склонен отдать предпочтение функционированию «внутриразломных» волн, определяющих короткопериодную активность разломов.
Тем не менее, возникновение «внутриразломных» волн Ю.О.Кузьмин [Kuz'min, 2012] полагает более аргументированным явлением и обосновывает их генерацию параметрическим возбуждением (индуцированием) аномальных деформаций в зоне разлома. Аномальные деформационные процессы, регистрируемые в зонах разломов, обусловлены внутренними источниками - параметрическими деформациями, то есть возмущениями внутренних параметров системы под воздействием очень малых сил. «Внутриразломная» волна характеризуется малыми скоростями - от 10 км/год до 4 км/год и менее. Изолированные разломные зоны в единой геодинамической области имеют возможность обмениваться энергией за счет взаимодействия локальных полей напряжений и деформаций и вещественных флюидодинамических процессов, что формирует автоволны деформаций - меж- и внутриразломные. Разрабатываемая Ю.О. Кузьминым феноменологическая модель формирования автоволновых деформаций в зонах разломов концептуально опирается на ситуацию, когда «в условиях постоянной энергетической подпитки со стороны региональных и глобальных геодинамических процессов обеспечивается существование автоволновых пространственно-временных структур, выражающихся в эффектах триггерного взаимодействия и перезапуска активности смежных деформационно возбудимых зон разломов и их фрагментов» [Kuz'min, 2012, p. 11]. Это серьёзное заключение, подтверждающее одно из важнейших в современной геодинамике свойств разломных структур по контролированию сейсмического режима в сейсмических зонах. К сожалению, пока не изучены собственные параметры автоволн и их связь с параметрами разломных зон, в которых они генерируются. В то же время известны примеры однонаправленных векторов миграции очагов землетрясений в отдельных сейсмических зонах или в целом сейсмического процесса в сближенных сейсмических зонах отдельных территорий, в которых непосредственно локализация очагов землетрясений контролируется различными по своим параметрам разломами, у которых не могут генерироваться идентичные по всем собственным характеристикам автоволны.
Рис. 7. Примеры локальных аномалий движений земной поверхности в зонах разломов в различных регионах [Kuz'min, 2004]. 1 - зоны разрывных нарушений; 2 - зоны аномальных вертикальных движений: 3 - амплитуды современных вертикальных движений земной поверхности; 4 - пробуренные скважины.
Рис. 8. Пример пространственно-временной миграции деформационных процессов в разломных зонах Припятской впадины [Kuz'min, 2004].