Статья: Деформационные волны, как триггерный механизм сейсмической активности в сейсмических зонах континентальной литосферы

Различные данные о векторной направленности сейсмических процессов под воздействием триггерных механизмов, полученные при неодинаковых, различающихся методических приёмах исследований, известны [Harris, 1998? Tanaka et al., 2002? Hainzl et al., 2006], в том числе в сейсмических зонах [Wang et al., 1990? Gatinsky et al., 2011a, b? Sherman et al., 2012? Wang, Zhang, 2005? Liu et al., 2007? Wang, 1987? Stepashko, 2011? Ruzhich, Levina, 2012]. Иногда осложняет подход к оценке параметров миграции волнового процесса и наведенная сейсмичность [Nikolaev, Vereshchagina, 1991].

Наиболее значимой публикацией, акцентирующей внимание на роли медленных волн в литосфере, волн пластического (вязкого) течения (plastic-flow waves), на сейсмической активизации в Центральной и Восточной Азии, является статья Wang Shengzu и Zhang Zongchun [Wang, Zhang, 2004, 2005]. Авторами анализируются упругие (на основе тела Кельвина) и вязкие составляющие (на основе тела Максвелла) нижней, упруговязкой, части литосферы и выделены параметры возможных в ней типов генерируемых волн: главные волны (major wave), группы движущихся волн (subsidiary wave group - traveling waves) и единичная движущаяся волна (single subsidiary wave), объединенные общим термином «медленные волны». Приведены расчетные параметры выделенных типов волн и возможности возбуждения ими сильных землетрясений (табл. 1). Базовые построения сделаны на основе материалов по Главной Гималайской дуге и пространственно-временной локализации сильных землетрясений (рис. 9). Проанализированы два варианта вероятных векторов движений поясов (гребней) «медленных волн», оценены их возможности в возбуждении сильных землетрясений и, как выше отмечалось, их параметры. Характерно, что независимо от вариантов интерпретации исходных данных по эпицентрам сильных землетрясений и расположения гребней волн, их вектор движения направлен в северо-восточном (рис. 9, a) или север-северо-восточном направлении (рис. 9, b) и на меридиане ~110° резко ограничивается и даже изменяет вектор движения на запад-восточный. Иными словами, вектор миграции «деформаций возбуждения» среды, деформационных волн, остаётся практически однонаправленным для основной территории и меняющим своё направление в её восточной части. На рис. 10 дана гистограмма выделения сейсмической энергии землетрясениями, триггерным возбудителем которых явились фронты медленных волн. Меридиан ~110° является важной структурной границей Центральной Азии, предопределяющей векторную направленность деформационных волн в её литосфере [Sherman et al., 2012]. В цитируемой статье Wang Shengzu и Zhang Zongchun [Wang, Zhang, 2004, 2005] четко показано, что вероятность возбуждения сильных землетрясений выделенными типами волн ограничена и обосновывается недостаточной статистической обеспеченностью отсутствующими, по независящим от нас причинам, историческими данными о сильных землетрясениях. Ценный для аргументации целевой направленности этой статьи фактический материал - волновые процессы в литосфере как возбудители сейсмических событий в ней - показан и на примерах сильных землетрясений в центре самого крупного континента Земли. Можно сожалеть, что авторы ограничились в анализе только рассмотрением литосферы как континуальной среды и не включили в анализ разломные структуры литосферы, нарушающие её сплошность, но определяющие положение в ней очагов сильных землетрясений и часто других, более слабых сейсмических событий. Уточнение векторной направленности и параметров волновых процессов в литосфере может быть выполнено при введении в разбор энергетически более слабых событий и рассмотрении эпицентрального поля землетрясений и контролирующего его событий ансамбля, прежде всего, разрывных структур в координатах «время-пространство», что показано на примере Байкальской сейсмической зоны [Sherman, 2009].

Таблица 1. Параметры «медленных волн» в нижней литосфере Центральной Азии и возможности возбуждения сильных землетрясений в верхней коре, состоящей из среды с аналогичными свойствами (по [Wang, Zhang, 2005] с сокращениями)

Рис. 9. Расположение эпицентров сильных землетрясений и реконструкция «медленных волн» по поясам волновых фронтов (wave crest belts) от Главной Гималайской дуги [Wang, Zhang, 2005]. Форма волн А (a) и B (b) - схемы систем «медленных волн», инициированных западным и восточным сегментами Главной Гималайской дуги соответственно. 1 - «движущаяся» граница пластического течения сегментов Н, Т и В, соответственно представляющая Гималайскую дугу, Тайваньскую дугу и дугообразный Бирманский язык; 2 - граница между соседними сегментами; 3 - залитые черные и незалитые окружности эпицентры с M_s?8.0 и 7.0~7.9 соответственно; 4- гребни волн и их номера 101, 102, …; линии 1-1, 2-2 и 3-3 - левая, средняя и правая - соответственно сечения, по которым оценены параметры волн; соседняя область, выделенная штрихпунктирной (тире - черная точка) линией указывает диапазон распределения установленных гребней волн.

Рис. 10. Распределение сейсмической энергии, возбуждаемой гребнем движущихся «медленных волн» форм А и B в соответствии со схемами а и b. Вертикальная и горизонтальная оси на гистограммах показывают энергию землетрясений Е соответствующую форме волны и номеру сечения [Wang, Zhang, 2005].

2. Деформационные волны в областях динамического влияния разломов: краткая методика исследований

Байкальская сейсмическая зона рассматривается как самостоятельная тектоническая структура, функционирующая в реальном времени, в современной геодинамической ситуации. Изложенная в работе [Sherman, 2009? Sherman, Gorbunova, 2008a, 2008b? Gorbunova, Sherman, 2012, 2013] методика позволяет в реальном времени оценить селективную активизацию разломов и пространственно-временные закономерности локализации очагов землетрясений в областях их динамического влияния. Во всех случаях применение деформационных волн как триггерных механизмов возбуждения и контролирования локализации очагов землетрясений в областях динамического влияния разломов приводит к использованию накопленных статистических данных и возможностям прогноза событий с учетом воздействия деформационных волн как триггерных механизмов.

На базе геоинформационных технологий разработан алгоритм [Sherman et al., 2005b] для изучения закономерностей селективной активизации сейсмоактивных разломов в масштабах реального времени (месяцы, годы, десятилетия), протестированный на ряде примеров Байкальской сейсмической зоны, занимающей центральное положение в Байкальской рифтовой системе [Sherman, Gorbunova, 2008a, 2008b].

В понимании автора активными разломами следует считать разрывы, геолого-геофизические процессы в областях динамического влияния [Sherman et al., 1983? Lobatskaya, 1987] которых происходят в настоящее время или происходили не ранее чем в столетний предшествовавший период времени. Сейсмический процесс в границах областей динамического влияния разломов протекает неравномерно в пространстве и во времени [Sherman et al., 2004]. Сейсмически активные разломы и области их динамического влияния в отдельные годы характеризуются очень низкой или, наоборот, высокой сейсмичностью. То же относится к отдельным сегментам протяженных активных разломов. При этом, многочисленные разноранговые группы геологически закартированных в сейсмических зонах разрывов остаются асейсмичными как минимум в установленные нами интервалы времени. Для понимания закономерностей достаточно сложной и во многом неясной избирательной современной сейсмической активизации разноранговых и разновозрастных разломов предложено проводить их ранжирование по количественному индексу сейсмичности [Sherman et al., 2005b].

Под количественным индексом сейсмической активности (КИСА) о_n (км^-1) разлома понимается число сейсмических событий n определенных энергетических классов K или магнитуд М приходящихся на единицу длины разлома L (км) при принятой ширине области его динамического влияния W (км) за заданный промежуток времени t (годы). КИСА оценивается по выражению: о_n = n/L, где n - число сейсмических событий, зависящее от K, W и t. В преобразованном для расчётов виде уравнение может быть представлено в следующей форме:

о_n= L^-1 (1)

где n - количество сейсмических событий энергетических классов K от 8 до 17 за промежуток времени t, зарегистрированных для разлома с длинной L при ширине области его динамического влияния W (км). Ширина зоны W оценивается по уравнению

W=bL (2),

где L - длина разломов, км; b - коэффициент пропорциональности, зависящий от L и по эмпирическим данным изменяющийся от 0.02 до 0.1 соответственно для трансрегиональных и локальных разломов (рис. 11). Заметим, что при увеличении длины разрывов относительная ширина областей их динамического влияния отстает от роста длины [Sherman et al., 1991, 1992, 1994].

Рис. 11. Пример локализации очагов землетрясений в области динамического влияния активного разлома. Выборка разломов и соответствующих очагов землетрясений осуществляется программным комплексом [Gorbunova, Sherman, 2013].

На рис.12 дана карта сейсмической активности Байкальской рифтовой системы с густой сеткой разновозрастных разломов, а на рис. 13 приведены только активные разломы, выбранные из базы данных по уравнению (1). На приведенном примере по Байкальской сейсмической зоне области динамического влияния для всех участвующих в выборке разломов оценены как функция их длины по уравнению (2). Для каждого из иерархических уровней разломов, согласующихся с определенными длинами, рассчитана соответствующая им область динамического влияния. Вариации значений количественного индекса сейсмической активности позволяют распределить разломы на три группы включая зону современной деструкции литосферы с минимальным значением b=0.03, применяемым для разрывов с длиною более 120 км (см.рис. 13). Только эта сравнительно небольшая группа разноранговых разломов участвует в формировании поля землетрясений с магнитудами более 2.2 за 1950-2008 гг.

Рис. 12. Карта разломов Байкальской рифтовой системы и эпицентры очагов землетрясений с K?7 (M?1.7) за 1950-2008 гг. (данные по К=7-8 (M=1.7-2.2) не полные). 1 - оси протяженных сегментов и отдельных фрагментов зоны современной деструкции литосферы; 2 - разломы; 3-10 - землетрясения с классами (магнитудами): 3 - 14 (М?5.6), 4 - 13 (М=5), 5 - 12 (М=4.4), 6 - 11 (М=3.9), 7 - 10 (М=3.3), 8 - 9 (М=2.8), 9 - 8 (М=2.2), 10 - 7 (М=1.7).

Отсюда, даже в коротких интервалах реального времени можно на количественном уровне оценить различия в интенсивности синхронной активизации разломов или их пассивность. В определенной мере КИСА отражает и кинематическую характеристику разломов, поскольку между энергетическим классом землетрясений и подвижками в их очагах существует связь [Riznichenko, 1985], особенно значимая для событий с К?12-13 (М?5) энергетических классов, при которых смещение в среде превышает сантиметры. Вариации КИСА соответствуют частоте активизаций конкретных разрывов, но не характеризуют при этом их энергетические потенциалы. Введение нового количественного параметра оценки сейсмической активности разломов, базирующегося на данных мониторинга сейсмических событий в областях динамического влияния разломов, позволяет изучить сейсмический процесс как во всей сейсмической зоне, так и на ее локальных участках или отдельных сегментах. Появляются новые возможности для исследований закономерностей селективной активизации многочисленных ансамблей разноранговых разломов в реальном времени в целом по сейсмической зоне и ее отдельных частях, различающихся по напряженному состоянию среды, направлениям или другим факторам. Возникает возможность посредством эпицентров землетрясений в зонах разломов зафиксировать волновой процесс в натуральной геологической обстановке в реальном времени (месяцы, годы, десятилетия) по инструментально зафиксированным координатам событий.

Рис. 13. Вариации количественного индекса сейсмической активности (КИСА) разломов Байкальской рифтовой системы за последние 50 лет. На врезке - значения КИСА, рассчитанные за 50-летний интервал времени.

На рис. 14 изображено распределение событий в области динамического влияния разлома в координатах «время - место локализации на оси разлома». Каждая линия регрессии отражает фронт проходящей волны возбуждения. Наклон графика соответствует вектору движения волны вдоль оси разлома, а угол наклона кривой, образуемый с горизонтальной осью (ctg б - расстояние, деленное на время) фиксирует среднюю скорость миграции очагов вдоль оси разлома). Расстояние между регрессионными линиями - период волны. В демонстрируемом случае три фронта деформационной волны с периодом около 20 лет трижды возбуждали в разломе серию последовательно (по статистическим вычислениям) возникающих событий. Методика позволяет: (1) оценить наличие волнового процесса, (2) оценить количество активизаций, затронувших конкретный разлом, и, как правило, характерных для рассматриваемой сейсмической зоны, (3) оценить среднюю векторную скорость волны и её другие параметры [Sherman et al., 2005b? Gorbunova, Sherman, 2012]. Разработана ГИС-технология работы с большими объёмами цифровых данных по разломной тектонике и сейсмичности для аналитической обработки и графической формы получения результатов - параметров деформационных волн и их векторной направленности в короткопериодных интервалах реального (месяцы, годы, десятилетия) времени. Изложенные математические действия проводятся по специально составленной программе [Gorbunova, Sherman, 2012, 2013].

Рис.14. График для определения вектора миграции очагов землетрясений по простиранию разлома и оценки средней векторной скорости деформационной волны их возбуждения. На оси ординат жирной линией показана длина активизированной части разлома, пунктирной - его полная длина. Квадратиками показаны сейсмические события в соответствии с их локализацией на разломе и временем свершения события. Цифры у кривых - временная последовательность прохождения фронтов деформационных волн.

Совершенно естественно, что геолого-структурная и геоморфологическая вариации структуры коры и ее рельефа никоим образом не могут существенно меняться за принятые короткие интервалы времени. Изменения сейсмической активности разломов, выраженные на графиках, отражают вариации динамического состояния среды в областях динамического влияния разломов. В целом сложный квазипериодический процесс активизации разломов различных иерархических уровней последовательно затрагивает разные ансамбли разломов в пределах Байкальской сейсмической зоны и других сейсмических зон Центральной Азии, определяя пространственно-временные вариации активизации разломов и интенсивности их сейсмичности [Sherman, Gorbunova, 2008a, 2008b, 2011? Sherman et al., 2012].