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

Второй раздел содержит описание деформационных волн как триггерных механизмов при сейсмическом процессе. Сделан вывод о функционировании разнообразных методов выделения деформационных волн, базирующихся на разных методиках исследований и, естественно, обладающих неодинаковой чувствительностью к обнаружению волн и/или их воздействию на сейсмический процесс. Эпицентры редких сильных землетрясений группируются в своеобразные линейные или дугообразные системы, объединяющим критерием которых является общий временной интервал свершения событий. Системы на местности формируют подобные последовательно расположенные зоны, корреспондирующие с физическим понятием движущихся волн (рис. 9). Их периоды оцениваются миллионами лет, что усложняет прямое решение вопроса о наличии волн и их параметрах. В геодинамике и сейсмологии пока другого выхода нет.

Решение о фиксировании деформационных волн в литосфере предложено в третьем разделе статьи. Принимая во внимание, что все землетрясения с М?3.0 приурочены к зонам разломов, автор кратко излагает методику оценки пространственно-временной закономерности локализации эпицентров в областях динамического влияния разломов. Методика позволяет оценить превалирующее направление миграции эпицентров, соответствующее фазовой скорости деформационной волны, нарушающей метастабильное состояние разломно-блоковой среды, возникновению подвижки между контактирующими блоками и, соответственно, сейсмического события (рис. 14). Интеграция векторов миграций эпицентров по активным разломам воспроизводит картину векторов движений деформационных волн в сейсмических зонах континентальной литосферы (рис. 18).

В последующих двух разделах проанализированы региональные и трансрегиональные деформационные волны. Установлены вектора деформационных волн сейсмических зон Центральной Азии, дана схема их региональной ориентировки и оценены основные параметры - длина и период (рис. 19). Выделены три глубинных уровня деформационных волн, соответственно охватывающих всю литосферу, её верхний хрупкий слой и верхнюю часть хрупкого слоя (рис.20).

Сделан вывод о том, что ведущим фактором последовательного, закономерного в пространстве и времени накопления очагов землетрясений в сейсмической зоне являются воздействующие на геофизическую среду деформационные волны. Такое понимание базовой основы сейсмического процесса требует его более глубокого обоснования на фоне известных современных представлений, его обновленной феноменологической концепции и построения модели сейсмической зоны как самостоятельной геолого-геофизической структуры литосферы с отчетливо выраженными свойствами, позволяющими тестировать её на предмет возможностей прогноза землетрясений.

К настоящему времени наличие волновых процессов в литосфере Земли обсуждено в целом ряде монографий [Khain, Khalilov, 2008? Vikulin, 1990, 2003? Bykov, 1999, 2000, 2005] и значительном количестве статей, основополагающими из которых являются работы К.Аллена [Allen, 1969] и К.Касахары [Kasahara, 1979]. Волны, так или иначе связанные с сейсмическим процессом, получили различные названия при описании разными авторами, хотя суть интерпретируемых волновых процессов различается не всегда и не существенно. Чаще всего фигурируют наименования: волны сейсмоактивности [Mogi, 1973], D-волны, которые генерируются у полюсов и распространяются вдоль меридианов и служат триггерными механизмами для землетрясений на тройных соединениях плит [Guberman, 1979], криповые волны напряжений [Savage, 1971? Saprygin, 1982], фронт деформаций волновой природы [Sholz, 1977], круговые волны [Zhadin, 1984], волны активизации разломов, деформационные волны [Bykov, 1999, 2000, 2005, 2008? Vilkovich et al., 1974? Kasahara, 1979? Gamburtsev, 1992? Sherman, Gorbunova, 2008a, 2008b? Gershenzon et al., 2009? Sherman, 2009], деформационные автоволны [Kuz'min, 2004, 2010, 2012? Kuz'min, Zhukov, 2004], волны быстрых предвестников, тектонические волны [Elsasser, 1969? Kasahara, 1985? Dubrovsky, 1985? Nikolaevsky, Ramazanov, 1986? Malamud, Nikolaevsky, 1989? Nikolaevsky, 1986, 1991, 1996, 2008]. Проблема воздействия деформационных волн как триггерных механизмов сейсмического процесса в короткопериодные интервалы времени весьма актуальна в современной геодинамике и сейсмологии.

1. Деформационные волны в литосфере Земли: краткий обзор

Пожалуй, впервые использовал понятие «волны тектонических напряжений» В.Эльзассер [Elsasser, 1969] для объяснения механизма передачи тектонических напряжений вдоль литосферной плиты. В сейсмологии значительное внимание к волновым процессам привлекли работы К. Касахара [Kasahara, 1979, 1985]. В них, на основе геодезических съёмок разных лет, были проанализированы данные о скоростях и направлениях миграции землетрясений для некоторых регионов мира. Так, для землетрясения 1969 г. в районе Тохоку (Япония) были зафиксированы сдвиговые деформации на пяти станциях, три из которых указывали на наличие миграции сдвиговых деформаций в северо-западном направлении со скоростью 40км/год. Две другие станции, удаленные от первых трех примерно на 200 км и еще дальше удаленные от эпицентра, показали наличие миграции сдвиговых деформаций в западном направлении со скоростью около 19 км/год, что позволяет сделать вывод о дисперсии и диссипации миграции с расстоянием от источника её генерации [Kasahara, 1985, p. 207-208]. Сопоставляя миграции сейсмических событий в Японии (1950-1970 гг.) на восточном побережье Тихого океана с востока на запад и сейсмические события в Западных Кордильерах (Перу, 1966-1970 гг.) обосновано можно предположить, что существует «общая тенденция миграции по направлению от океана к суше» [Kasahara, 1985, p. 208]. Векторные скорости совпали с направлением субдуктируемой океанической литосферной плиты на северо-запад в первом случае, и на север северо-восток - во втором, что впоследствии дало основание рассматривать генезис распространения волны деформаций как результат миграции волн тектонических напряжений. Синонимом волн тектонических напряжений часто используется название тектонические волны, вызываемые подлитосферными мантийными движениями.

Тектонические волны, волны тектонических напряжений, и их согласование с сейсмическим процессом наиболее глубоко с разных исходных позиций исследовали В.Н. Николаевский и его коллеги. В монографии А.С.Маламуда и В.Н.Николаевского [Malamud, Nikolaevsky, 1989] изложена теория волн тектонических напряжений и их возможные источники. Убедительно показан временной ход землетрясений Среднеазиатского региона. Землетрясения классифицированы авторами на сильные и коровые события и сопоставлены со сглаженными значениями чисел Вольфа (рис. 1). Хорошо прослежено изменение глубин очагов землетрясений во времени и показано их соотношение с числами Вольфа. Получена «сглаженная в антифазах» связь между изменениями средних глубин гипоцентров и вариациями чисел Вольфа. Близкие выводы о взаимосвязи аналогичных процессов без анализа их физического механизма приводились в работе Дж. Симпсона [Simpson, 1967]. Можно утверждать о наличии связи изменения глубин очагов землетрясений во времени с вариациями солнечной активности. Это же явление зафиксировано и работами К.Г. Леви [Levi, 1991? Levi et al., 2012], но форма связи не проанализирована. К настоящему времени хорошо аргументированы вариации солнечной активности, с которыми коррелируются циклы сейсмичности 5,5; 22; 88 лет. Более того, в разных районах и объемах земной коры могут доминировать по амплитуде разные периодичности состояния среды, характерные не только для сейсмоактивных, но и асейсмичных районов [Gamburtsev, 1992? Kuz'min, 2004].

Рис. 1. Распределение гипоцентров сильных землетрясений по глубине и времени и временной ход (сглаженные кривые) общего числа глубокофокусных (N_гл) и коровых (N_кор) толчков с K?10 [Malamud, Nikolaevsky, 1989]. 1 - глубокофокусные гиндукушские землетрясения с K = 12-17 (М=4.5-7.5); 2 - коровые землетрясения Среднеазиатского региона (М=6.0-6.5); М>6.5); 3 - асейсмичная зона. Y?_в - сглаженные значения чисел Вольфа (солнечная активность).

При более детальных исследованиях, проведенных различными методами, аргументировано наличие временных циклов у различных общепланетарных процессов на земном шаре и оценили их характерные периоды. Так, сейсмоактивность Памиро-Гиндукуша охарактеризована периодами сейсмической активизации в 2-4, 5-7 и 10-12 лет [Malamud, Nikolaevsky, 1989]. По мнению авторов «существуют глобальные тектонические волны догрузки, играющие роль триггера землетрясений в местах высокой интенсивности стационарных тектонических полей и проявляющиеся в иных геофизических процессах в других регионах» [Malamud, Nikolaevsky, 1989, р. 105].

В локальных разрывных структурах также фиксируется периодичность сейсмических процессов. Особенно чётко она проявляется в зонах разломов. В них периодичность может быть связана как с солитонами (solitary wave), структурно-устойчивыми и распространяющимися в нелинейной среде уединёнными волнами, так и с системами периодических волн. На солитоны, как вероятные возбудители землетрясений, зафиксированных во временном и последовательном в пространстве проявлении, обратил внимание В.И.Уломов [Ulomov, 1993] по материалам Средней Азии, а несколько раннее П. Лунд [Lund, 1983] при обработке данных сильнейшего Чилийского землетрясения 1960 г. Стало совершенно ясно, что все сильнейшие землетрясения мира связаны со смещениями, стимулированными волновыми процессами по крупным разрывам.

Замеченные факты активизировали целенаправленные экспериментальные лабораторные исследования по физике деформирования и разрушения различных материалов [Sherman et al., 1983? Sobolev, 2003? Sobolev et al., 1991? Sobolev, Ponomarev, 2003? Bornyakov, 2010? Bornyakov et al., 2012? Ohnaka et al., 1997? Shibazaki, Matsuura, 1998? Ma et al., 2012], по влиянию трения на процесс скольжения [Kato et al., 1992], в том числе при его снижении за счет смазки [Chester, 1995]. Были обнаружены вариации в процессе деструкции, в частности, неустойчивое скольжение при трении, по скоростям которого оказалось возможным классифицировать даже кратковременные интервалы стадийности процесса разрушения материала: (1) начало разрушения, (2) скольжение со скоростью около 1 см/с и длительностью 0.14-1.4 с при скорости деформирования 10^-5-10^-6 с^-1 ; (3) максимальная стадия разрушения, скольжение со скоростью 10-10² м/с (!) в течение 10^-3-10^-2 с и (4) подвижка, основная стадия скольжения, которая происходит со скоростью около 2-3 км/с и длится около 10^-4с [Goldin, 2002, 2004? Sobolev et al., 1991? Shibazaki, Matsuura, 1998]. Стадия собственно подвижки, stick-slip, соответствующая сейсмическому событию, занимает исключительно короткое время, мгновение даже в его реальном временном исчислении. Во временном мгновении длительности подвижки stick-slip установлены изменения даже температурного параметра [Ma et al., 2012].

В работах по физическому моделированию, выполняемых в настоящее время, важно обратить внимание на оригинальные экспериментальные исследования развития температурной области в зоне изгиба разлома во время состояния неустойчивости типа stick-slip [Ma et al., 2012]. Перед экспериментами ставилась задача исследовать идентификации неустойчивого метастабильного напряженного состояния, его механизма и развития связанных с ним изменений физических полей перед возникновением землетрясения, в моменты критических времен разрушения среды, и прежде всего, при стадии stick-slip. Параметром, предваряющим stick-slip, была избрана вариация температуры на плоскости скольжения как физического критерия, предваряющего stick-slip на сгибающейся части разлома. Установлено, что во время нагрузки и возникновения stick-slip на изгибе разлома есть два первичных механизма температурного повышения. Первый ? температурное увеличение, вызванное напряжением, второй - температурное увеличение, вызванное трением вдоль плоскости смещения по разрыву. Установлены температурные изменения на различных стадиях деформации, предваряющих stick-slip (рис. 2). Они отражают метастабильное состояние разрыва при нагрузке - процессе, который в условиях независимых состояний и движений индивидуальных сегментов (крыльев) разлома, становится синергетическим. Совместные действия различных блоков (крыльев) разлома - индикатор ускоренной разрядки регионального суммарного напряжения. Изменения физических полей, в частности, температуры, перед нарушением устойчивости, перед stick-slip, не могут быть обнаружены во всех структурных позициях. Установлено, что при нагружении модели возникает стадия, когда кривая напряжения отклоняется от линейности при равномерной нагрузке (рис. 3, а). Одновременно фиксируется нелинейное температурное изменение, вызванное напряжением. Температура в сжимающихся областях возрастает по сравнению с температурой в областях растяжения, и наоборот, вдоль разлома она изменяется в сторону повышения и снижения, «туда и сюда». Отклонение кривой «напряжение-время» от линейности означает начало стадии реализации напряжений. Во время этой стадии транзитно происходит смена наряженного состояния: накопление напряжений сменяется их реализацией, разрядкой, но она не доминирует (рис. 3, а). После пика нагрузки температура продолжает увеличиваться в соответствии с повышением напряжений очень небольшими значениями. Более того, с приближением к нестабильности становятся все меньшими колебания нагрузки, хотя вызываемые ими смещения по разлому становятся большими. Переход от накопления напряжений к их реализации является своеобразной ступенью к переходу на ускоренную реализацию накопленных (большей части) региональных напряжений. Во время отклонения от линейности фиксируется повышение температуры. Именно оно и рассматривается как прогнозный критерий, фиксирующий начало стадии stick-slip, соответствующей в природных условиях сейсмическому событию (рис. 3, b). Установлены временные периоды стадий (%) в течение всего кратковременного процесса stick-slip: стабильной деформации - 87%, отклонения от линейности - 8,9%, неустойчивый нестабильный, состоящий из двух стадий - первая - 0,2%, неустойчивая нестабильная вторая - 0.13%, нестабильный - 0,37%, постнестабильный - 3,4%. Состояние максимальной нестабильности занимает по времени менее 1% длительности всего процесса stick-slip. Подобные прецизионные экспериментальные исследования выполнены благодаря очень хорошей аппаратурной оснащенности лаборатории тектонофизики (Institute of Geology, China Earthquake Administration).

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 V_б 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].

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].

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.