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

Таким образом, впервые за многие годы исследований волновых процессов в литосфере Земли получен инструмент, позволяющий на количественном уровне получить данные о миграции эпицентров землетрясений в областях динамического влияния разломов в координатах «время события - место его локализации», то есть закономерности движения волны, её векторную скорость и период.

3. Деформационные волны регионального и трансрегионального распространения

Описанная методика позволяет провести ретроспективный анализ сильных сейсмических событий в области динамического влияния Анатолийского разлома, пространственно-временная последовательность возникновения которых дала серьёзный толчок к исследованию миграций землетрясений и их вероятных механизмов, в том числе волновых как триггерных.

Пример векторной миграции сейсмических событий на Анатолийском разломе, фиксируемый с 1939 по 1967 годы, вошел в классическую литературу [Allen, 1969? Mogi, 1968? Kasahara, 1985]. На рис. 15 приведен Северо-Анатолийский разлом по К.Р. Аллену [Allen, 1969] с указанием дат событий и зафиксированных подвижек по нему. События 1939, 1942, 1943,1944 г. мигрировали последовательно вдоль простирания разлома с запада на восток. Событие 1953 г. произошло на западной окраине фрагмента Северо-Анатолийского разлома. Последующие события 1966 и 1967 годов, сближенные во времени, произошли в западной части Северо-Анатолийского разлома также последовательно с запада на восток, начавшись в самой восточной части разлома. И лишь землетрясение 1967 года как будто нарушает периоды волновой активизации.

Рис. 15. Северо-Анатолийский разлом и связанные с ним крупные землетрясения [Allen, 1969].

Дополненные за прошедшие годы данные по эпицентральному полю землетрясений Северо-Анатолийского разлома (Каталог землетрясений Турции сайт http://www.koeri.boun.edu.tr/sismo/indexeng.htm, использованы сильные события 1900-2005 гг. магнитуды Ms; 2006-2012 гг. магнитуды Md. Для расчетов и построения графиков использовались события с магнитудой ?4.3) и геолого-структурная ситуация в окружающей его области демонстрируют более сложную разрывную структуру региона. В нём отчетливо выделяется собственно Северо-Анатолийский разлом (I), его восточное окончание, осложненное узловым сочленением, образованным активным разломом северо-восточного простирания (II), и его западный сегмент (III) (рис. 16) и положение сильных землетрясений на графиках в координатах «время событий - места их локализации» (рис.17).

Рис. 16. Северо-Анатолийский разлом и его основные сегменты. 1 - основные разломы: I - Северо-Анатолийский разлом, II - Восточно-Анатолийский разлом, III - западное ответвление Северо-Анатолийского разлома; 2 - сильные землетрясения, которые упоминаются в работах других исследователей; 3 - новые события; 4-6 - землетрясения с магнитудами M: 4 - ?5.4; 5 - 4.8-5.3; 6 - 4.3-4.7.

Анализ графиков рис. 17 показывает, что отмеченное многими исследователями «отклонение» от устанавливаемой временной последовательности локализации сильных событий в главном Северо-Анатолийском разломе является результатом, скорее всего, ошибочной связи землетрясений № 6 и 8 (см.рис. 15) с западным сегментом главного разлома, а землетрясения № 7 - с восточной частью главного разлома. Фактическое по состоянию на настоящее время эпицентральное поле землетрясений пространственно лучше увязывается с названными сегментами главного разлома, в которых фиксируется тот же вектор деформационных волн, но с иной фазовой скоростью. Эпицентры сейсмических событий с М?4.3, «накопленные» с 1900 по 2012 г., позволяют по изложенной методике оценить векторы деформационных волн, их параметры (табл. 2, 3) Таким образом, известное уже много лет изменение направления миграций сильных землетрясений в области динамического влияния Северо-Анатолийского разлома не является нарушением волновой картины последовательности процесса, а находит другое толкование, которое позволяет, по-прежнему, считать однонаправленную миграцию сильных событий неоспоримым фактом воздействия деформационных волн. При этом необходимо принимать во внимание, что устанавливаемые по описанной методике векторные скорости миграции очагов землетрясений в областях динамического влияния крупных разломов, мегаразломов могут корректироваться в зависимости от сочетания направленности или деталей внутренней структуры отдельных разрывов, формирующих мегаразрыв или зону повышенной деструкции литосферы. Корректировка вносит частные изменения, но не дезавуирует принципиальную волновую картину.

Рис. 17. Графики в координатах «время событий - места локализации событий» для ансамбля Северо-Анатолийского разлома. I - Северо-Анатолийский разлом, II - Восточно-Анатолийский разлом, III - западное ответвление Северо-Анатолийского разлома. 1 - сильные землетрясения, которые упоминаются в работах других исследователей; 2 - новые события; 3-5 - землетрясения с магнитудами M: 3 - ?5.4; 4 - 4.8-5.3; 5 - 4.3-4.7.

Таблица 2 Коэффициенты корреляций и уравнения регрессий «время событий - места локализаций землетрясений», произошедших в областях динамического влияния Северо-Анатолийской системы разломов по данным 1900-2012 гг.

Таблица 3 Характеристика параметров деформационных волн - триггерных механизмов сейсмических событий с M?4.3 в Северо-Анатолийской системе разломов

Можно применить описываемую методику [Sherman, Gorbunova, 2008a, 2008b] для фиксирования деформационных волн и оценки их параметров не только для отдельных разломов и областей их динамического влияния. На мелкомасштабных картах сейсмические зоны представляются в виде узких полос или виртуальных осевых линий, отражающих центральную часть зоны с максимальной плотностью эпицентров [Sherman et al., 2004]. Осевые линии, по сути отражающие сейсмическую зону в интегрированном виде и мелкомасштабном изображении, можно рассматривать как разломы с соответствующей им областью динамического влияния. Её контуры - суть поля интенсивной плотности эпицентров. Применение описанной методики позволяет оценить волновой процесс и его параметры в целом для всей зоны. Попутно заметим, что К. Касахара [Kasahara, 1981], русский перевод книги которого появился в 1985 г., линейные группировки очагов землетрясений в узких зонах земной поверхности предложил называть «сейсмическими зонами», а их условные плоскости, простирающиеся на значительную глубину по гипоцентрам - «сейсмическими плоскостями». То есть, сейсмическая зона в двух измерениях - это своеобразная плоскость разлома. Подобную зону или плоскость было предложено считать гигантским макроскопическим разломом, или мегаразломом. Позднее К.Г. Леви [Levi, 1991] аналогичные сейсмические группировки эпицентров на земной поверхности предложил называть «сейсмическими структурами». Ни в одном из предложенных определений не содержались конкретные критерии по количеству сейсмических событий, их плотности и факторам структурного контроля необходимым и достаточным для выделения зон, структур или плоскостей. В монографии В.В. Ружича [Ruzhich, 1997] для обобщения выводов по соотношениям разломной тектоники и сейсмичности в Байкальской сейсмической зоне было успешно применено понятие «сейсмотектоническая деструкция», символизирующее всю разломную тектонику Байкальской рифтовой системы и происходящие в ней сейсмические процессы. Иными словами, Байкальская рифтовая система представлялась в форме мегаразлома. И в настоящее время при генерализации деталей строения зоны современной деструкции литосферы вся ее структура и пространственное положение выражается на мелкомасштабных картах в форме осевых линий [Sherman et al., 2012]. Они «объединяют» сгущение региональных разрывов, основные сместители разрывов или собственно магистральный разрыв, узкую полосу сгущения плотности очагов землетрясений (за принятый интервал времени!) и, как правило, эпицентры произошедших за исторический период времени сильных землетрясений в единый разрыв и область его динамического влияния. Этот приём использован нами при изучении деформационных волн и их параметров в сегментах Байкальской сейсмической зоны и сейсмических зонах Центральной Азии [Sherman, Gorbunova, 2008a, 2008b, 2011? Sherman et al., 2012? Liu et al., 2007].

В границах Байкальской рифтовой системы выделена зона современной деструкции литосферы [Sherman et al., 2004]. Она представляет собой пояс современного разломообразования и/или активизации разломов более древнего заложения в сочетании с линейно расположенными стабильными за многолетний период времени ареалами концентрации эпицентров землетрясений. Последние отражают активно протекающий в настоящее время процесс удлинения, слияния или формирования отдельных разломов, что в целом характеризует активизацию, разломообразование и синхронно сопутствующую им сейсмичность на современном геодинамическом этапе развития Байкальской рифтовой системы. Зона современной деструкции может рассматриваться как самостоятельная разрывная геотектоническая структура более высокого по сравнению с крупными разломами иерархического уровня, контролирующая Байкальскую сейсмическую зону.

В Байкальской сейсмической зоне выделены основные сегменты (рис. 18), для которых изучены направления деформационных волн и их параметры (табл. 4). Видно, что в единой по структуре зоне выделяются два векторных направления: с запада на восток и с востока на запад. Разделяющая их граница проходит примерно по 105-106° в.д. В восточном направлении от восточной границы Байкальской сейсмической зоны вектор волновых процессов также ориентирован с востока на запад, что свидетельствует о значительном по расстоянию региональном распространении деформационных волн [Sherman et al., 2011]. Поскольку волновые параметры оценены по внутрикоровым очагам землетрясений, постольку сами волны следует считать распространяющимися на внутрикоровой глубине, соответствующей верхнему упругому слою литосферы.

Рис.18. Схема основных сегментов сейсмоактивных деструктивных зон Прибайкалья и Приамурья и фронтов деформационных волн второго глубинного уровня (основа схемы составлена по [Sherman, 2009? Sherman et al., 2011]). 1 - основные сегменты сейсмоактивных деструктивных зон их номера по авторскому каталогу; 2 - фронты волн и их вектора; 3 - граница изменения векторов деформационных волн; 4 - активные разломы.

Таблица 4 Параметры деформационных волн - триггерных механизмов сейсмических событий в Байкальской сейсмической зоне

Рис. 19. Векторы деформационных волн сейсмических зон (деструктивных зон) Центральной Азии. Цветом обозначены сейсмические зоны, соответствующие зонам современной деструкции литосферы, пронумерованным в таблицах.

Протяженные деструктивные зоны литосферы Азии выделены при анализе эпицентрального поля сильных землетрясений с М 4.5 Азии [Sherman, 1986? Sherman et al., 2005a]. Они представляют собой линейно-вытянутые пространственно-сближенные области сгущения региональных и локальных разломов и повышенной плотности эпицентров землетрясений, образующие базовую основу нескольких сейсмических зон, рассматриваемых в данных конкретных случаях как мегаразломы с соответствующей областью динамического влияния. Оценка короткопериодной активизации мегаразломов проведена по описанной выше методике для разломов. Составлена схема векторов направленности деформационных волн в сейсмических зонах Центральной Азии (рис.19), и зафиксирована их общность в ряде смежных зон. Схема даёт основание для заключения о едином согласованном механизме активизации сейсмических зон деформационными волнами, генезис которых связан со значительными перемещениями, регистрируемыми на межплитных и/или межблоковых границах структурными и GPS-геодезии методами.

Анализ схемы деформационных волн в сейсмических зонах Центральной Азии (рис. 19) выявляет намечающуюся субмеридианальную границу, разделяющую преобладающие направленности их векторов. Граница корреспондирует с некогда выделенной Ю.В. Комаровым и др. [Komarov et al., 1978] Трансазиатской зоной ВЕБИРС (Зона Верхояно-Бирманского сочленения), а ещё раннее с выделенной Каттерфельдом [Katterfeld, 1962] физической границей Западного и Восточного полушарий Земли - «истинным» меридианом, разделяющем планету на западную и восточную части. Намечаемая субмеридиональная граница векторов деформационных волн фиксируется и существенным различием в плотности очагов землетрясений: в западной от границы континентальной коре их плотность во много раз выше, чем в восточной. На это обстоятельство обращали внимание многие исследователи [Gatinsky et al., 2011a, b]. Оно же является дополнительным аргументом региональной в пространственном отношении согласованности в направленности деформационных волн в континентальной литосфере Центральной Азии. Однако региональные направленности векторов деформационных волн могут и не совпадать с их локальной направленностью, выявляемой по отдельным разломам или их ансамблям. Это свидетельствует о том, что и деформационные волны могут быть нескольких иерархических уровней.