Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Байкальская рифтовая система - как тектонотип изучения взаимосвязей разломной тектоники и сейсмичности 9
1.1. Геолого-геофизический очерк Байкальской рифтовой системы 9
1.2. Разломная тектоника Байкальской рифтовой системы, принципы её систематизации по рангам, генетическим типам и активизациям 13
1.3. Сейсмичность Байкальской рифтовой системы, её пространственная локализация в областях динамического влияния разноранговых разломов и зоне современной деструкции 18
Глава 2. Состояние проблемы 26
2.1. Взаимосвязь процессов разломообразования и сейсмичности 26
2.2. Анализ современной активности внутриплитных разломов на базе сейсмического мониторинга 31
2.3. Деформационные волны как триггерный механизм современной активизации разломов 39
Глава 3. Методы исследований 55
3.1. ГИС Digital faults. Общая характеристика 55
3.1.1. Основная схема работы ГИС 55
3.1.2. Импорт данных 59
3.1.3. Внутренняя структура данных 61
3.1.4. Метод проекционных преобразований 63
3.1.5. Оверлейные операции 64
3.1.6. Визуализация: аффинные преобразования и двойная буферизация 66
3.1.7. Экспорт данных 68
3.1.8. Пользовательский интерфейс ГИС
3.2. Оценка закономерностей пространственно-временной организации «сейсмического процесса» в областях динамического влияния разноран говых сейсмоактивных разломах 73
3.5.1. Постановка математической задачи 73
3.5.3. Программная реализация методов оценки селективной активи зации разломов и фиксации деформационных волн 76
Глава 4. Применение ГИС-технологий при решении задач выявления пространственно-временных закономерностей возбуждения землетрясений в зонах деструкции литосферы и активных разломах 82
4.1. Байкальская сейсмическая зона и пространственно-временные закономерности локализации очагов землетрясений в зонах деструкции литосферы и активных разломах 82
4.2. Опыт среднесрочного прогноза землетрясений Байкальской сейсмической зоны 89
Заключение 102
Литература
- Разломная тектоника Байкальской рифтовой системы, принципы её систематизации по рангам, генетическим типам и активизациям
- Анализ современной активности внутриплитных разломов на базе сейсмического мониторинга
- Метод проекционных преобразований
- Опыт среднесрочного прогноза землетрясений Байкальской сейсмической зоны
Разломная тектоника Байкальской рифтовой системы, принципы её систематизации по рангам, генетическим типам и активизациям
Байкальская рифтовая система (БРС) располагается в Северной Евразии и протягивается в большей своей части вдоль края Сибирской платформы на 1600 км от Дархатской впадины (Северная Монголия) на западе до Токкин-ской (Становое нагорье) на востоке. Она представляет собой линейную систему поднятий и грабенообразных впадин, ограниченных разломами преимущественно сбросового кинематического типа [Logatchev, Florensov, 1978]. Геологическое и тектоническое развитие территории началось в раннем архее и продолжается до настоящего времени. Её общее положение и развитие определено зоной сочленения двух плит - древнего (докембрийско-го) Сибирского кратона и более молодого (фанерозойского) Центрально-Азиатского подвижного пояса [Логачев, 2003] (рис. 1.1). В своей центральной части, представленной самой крупной Байкальской впадиной, БРС примыкает непосредственно к краю Сибирского кратона, а на флангах отходит от него, «подчиняясь» простиранию крупных разломов докайнозойского этапа заложения. Байкальская впадина состоит из Южно-Байкальской и Северо-Байкальской депрессий, расположенных кулисообразно по отношению друг к другу. Наиболее тесно с краем кратона согласуется Южно-Байкальская впадина, которая является историческим ядром БРС. Её формирование началось в конце верхнего мела - палеоцене [Логачев, 2001]. В последующем рифто-генез распространился в обе стороны от этой впадины. На северо-восточном фланге БРС последовательно образовались Северо-Байкальская, Верхнеангарская, Баргузинская, Муйская и Чарская впадины, а на юго-западном -Тункинская и Хубсугульская.
В пределах рассматриваемой территории общий рисунок впадин асси-метричен и образует S-образную линию [Флоренсов, 1970; Флоренсов, Логачев, 1975]. Она начинается широтным отрезком к западу от Дархатской впа дины, протягивается на восток до меридиана оз. Хубсугул, там изгибается до меридионального направления, а затем в районе Мондинской впадины вновь приобретает широтное простирание, которое на юге Байкала сменяется на северо-восточное, а позже в районе Верхнее-Ангарской впадины вновь на широтное.
Фундаментом Байкальской рифтовой системы является гетерохронный складчатый пояс, развитие которого завершилось в байкальском или каледонском геотектонических циклах. Слагающие его породы по физико-механическим свойствам не отличаются существенно друг от друга. Однородная структура фундамента нарушается зонами древних разломов, которые предопределяют положение главных рифтовых впадин.
Мощность земной коры и литосферы в рифтовой зоне меньше по сравнению с прилегающими территориями. На юге Сибирской платформы мощность земной коры оценивается в 37-40 км, верхняя мантия обладает «нормальными» значениями скорости упругих волн. В пределах самого рифта мощность коры составляет 36-37 км, а в верхней мантии зафиксированы аномально низкие значения упругих волн, свидетельствующие о разуплотнении вещества. По данным В.А. Рогожиной область «аномальной» мантии гораздо шире границ рифта, под Байкальской рифтовой системой, в частности под её центральной частью, она максимально близко приближается к поверхности Земли [Рогожина, 1975]. Растекание разуплотненной верхней мантии приводит к растяжению земной коры, что способствует продолжающемуся развитию БРС.
На основе анализа массовых замеров тектонической трещиноватости в пределах Байкальской рифтовой системы выделено четыре превалирующих типа тектонических напряжении: сдвиговый, раздвиго-сдвиговый, сдвиго-раздвиговый и раздвиговый [Шерман, Днепровский, 19896] (рис. 1.2). Региональное поле напряжений БРС имеет зональную структуру и характеризуется последовательной сменой типов напряжений по простиранию рифтовой зоны и вкрест нее. Для центральной части БРС характерны развиговые и сдвиго-развдиговые поля напряжений. По направлению к дистальным окончаниям Байкальского рифта они сменяются на раздвиго-сдвиговый и сдвиговый типы. Распределение типов полей вкрест простирания БРС в пределах юго-западного и северо-восточного фланга весьма схоже. На юго-западном фланге сдвиговые поля в осевой части рифта сменяются раздвиго-сдвиговыми, сдвигово-раздвиговыми и раздвиговыми полями в областях, обрамляющих рифтогенные впадины. На северо-восточном фланге сдвиговые поля осевой части сменяются на раздвиго-сдвиговые, сдвиго-раздвиговые и далее, за пределами рифта, на иные разновидности полей
Анализ современной активности внутриплитных разломов на базе сейсмического мониторинга
Процессы разломообразования и сейсмичности фрактальны, что так же обнаруживает единую физическую суть общего процесса деструкции литосферы. В работах [Шерман, Гладков, 1998; Шерман, Гладков, 1999; Sherman, Gladkov, 1999] на примере Байкальской рифтовой зоны проведено сопоставление фрактальной размерности разломов и эпицентрального поля землетрясений. Степень деструкции литосферы, связанная с областями активного динамического влияния разломов, оценивалась по фрактальной размерности Df, величина которой оказалась равна 1.68. Фрактальная размерность эпицентрального поля Ds, выраженная через площади очагов землетрясений, тоже оказалась равна 1.68. Видно, что фрактальная размерность деструкции земной коры в областях активного динамического влияния разломов и в границах очагов землетрясений сопоставимы по значениям. Из чего авторы дан ного исследования резюмируют, что сейсмический процесс в Байкальской рифтовой зоне во всем объеме выборки от слабых до сильных землетрясений пространственно контролируется разломной тектоникой. Сопоставимость фрактальной размерности процессов разломообразования и сейсмичности, можно рассматривать как еще одно доказательство их единой физической сути и существования между ними причинно-следственной связи.
Таким образом, тесная связь между процессами разломообразования и сейсмичности неоспорима и доказана рядом исследований, описывающих их сходство и демонстрирующих их единую физическую суть. Она [связь] весьма многогранна, сложна и не элементарна. Совокупное воздействие процессов разломообразования и сейсмичности на литосферу способствует интенсификации деструкции, формированию её разноранговой разломно-блоковой структуры, на базе которой протекает множество геолого-геофизических процессов.
Как было сказано, разломообразование и сейсмичность - генетически взаимосвязанные и неразделимые процессы. Суждение о том, что очаги землетрясений контролируются разломами различных иерархических уровней [см., например, Соболев, Пономарев, 2003] породило представление о так называемых сейсмоактивных разломах. Само понятие «активный разлом» появилось в начале 70-х годов и вышло из определения «живой разлом» [Трифонов, 1985; Макаров, 1986; Карта активных раломов СССР..., 1987; Trifonov, 1995]. Его смысл может различаться у разных авторов в зависимости от того, какие признаки берутся за основу метода выделения активных разломов. В большинстве случаев активным считается тот разрыв, вдоль которого происходили движения в течение четвертичного времени (последние 2 млн. лет). В.Г. Трифонов [Трифонов, 1985] уменьшает продолжительность возраста до голоцена, подчеркивая, что сюда включается и историческое время. В свою очередь А.А. Никонов [Никонов, 1995] предлагает называть активными те разломы, которые несут признаки направленного перемещения крыльев в течение последних сотен тысяч лет на фиксируемые величины со среднерас-четной скоростью смещений не менее сотых долей мм/год. Некоторые авторы [Несмеянов, Ларина, Латынина, 1992] еще больше сокращают продолжительность активного развития разломов; по их мнению активными должны считаться разрывы, смещения по которым происходят в настоящее время и зафиксированы инструментально геофизическими или геодезическими методами или документально при составлении разновременных карт, исторических материалов и т.п. Такие параметры разломов, как длина, амплитуда смещений и т.д., не могут играть решающую роль в установлении факта активности дизъюнктива, поскольку трещиноватая среда литосферы находится в неустойчивом состоянии и нарушить это состояние способна широкая группа различных эндо- и экзогенных факторов. Об этом свидетельствует, например, многофакторная группа предвестниковых признаков сейсмических событий [Соболев, Пономарев, 2003]. Кроме того, описанные параметры не могут быть использованы как прогностический признак для оценки устойчивости околоразломной среды в пределах ближайшего исторически предсказуемого для социальной среды времени (столетия, годы, месяцы). Детализация исследований разломов и временных периодов их активизации показала, что среди «живых разломов» существует группа «опасных» разломов, активизация которых происходит в короткие интервалы времени [Кузьмин, 2004; Кузьмин, Жуков, 2004]. Авторы цитируемой работы сопоставляли данные, полученные идентичными системами геодезических измерений (плотность пунктов наблюдений, точность и частота опросов), расположенных в сейсмоактивных и асейсмичных районах. В ходе исследований ими была установлена высокая современная подвижность крыльев разломов в регионах с разными современными типами и интенсивностью движений земной коры (рис. 2.3). В работе [Шерман, Сорокин, Савитский, 2005] был предложен принципиально новый метод оценки активизации разломов в реальном времени (месяцы, годы). В понимании авторов активными необходимо считать те разломы, геолого-геофизические процессы в областях динамического влияния [Sherman, Dem ynovich, Lysak, 2004] которых происходят в настоящее время или происходили не более, чем в столетний предшествовавший период времени.
Метод проекционных преобразований
В основе рассматриваемых методических приемов обработки данных по разломной тектонике и сейсмичности лежит представление о том, что землетрясение любого класса фиксирует нарушение динамического равновесия в зоне разлома, сопровождающегося увеличением интенсивности трещинова-тости и, при сильных событиях, смещением крыльев. Т.е. в понимании исследовательской группы, к которой принадлежит автор диссертации, активным следует считать тот разрыв, в области динамического влияния которого зафиксировано землетрясение определенного класса (классов) за определенный промежуток времени. Частота сейсмических событий в зоне разлома отражает интенсивность его активизаций, сила землетрясения - энергетический потенциал реализации активизаций, а тенденция в пространственной направленности очагов вдоль оси разлома во времени воспроизводит усредненную скорость активизаций и их векторную направленность [Шерман, Горбунова, 2008].
В программе Digital Faults автором диссертации при непосредственном участии руководителя было реализовано три методических подхода к изучению сейсмической активности разломов и исследованию пространственно-временных закономерностей организации «сейсмического процесса».
1. Разработан программный комплекс для оценки интенсивности активизации разлома на основе метода для расчета количественного индекса сейсмической активности (КИСА) [Шерман, Сорокин, Савитский, 2005; Шерман, Савитский, Цуркан (Горбунова), 2005] с использованием формулы
2. Разработан программный комплекс для оценки энергетического потенциала разломов на основе метода для расчета магнитудного индекса сейсмической активности (МИСА) [Шерман, Савитский, 2006] с использованием формулы (11).
3. Разработан программный комплекс для исследования пространственно-временных закономерностей реализации «сейсмического процесса» в зонах разломов на основе метода фиксации деформационных волн и оценки их параметров [Шерман, Горбунова 2008 Sherman, Gorbunova, 2008; Горбунова, Шерман, 2012]. Согласно этому методу по каждому разлому исследуемой территории, как и в программных комплексах 1 и 2, очерчивается его область активного динамического влияния и определяется набор сейсмических событий определенного класса, произошедшие в границах этой области за определенный промежуток времени (рис. 3.10, а). Далее для каждого разлома по выбранным землетрясениям строятся графики «время события - место локализации», по оси абсцисс которых откладываются длины разломов с соответствующими положениями эпицентров сейсмических событий, по оси ординат - время этих событий (рис. 3.10, б).
Методика построения графика «время события - место локализации» для определения вектора и оценке средней скорости движения де формационной волны возбуждения: а) положение разлома на местности и землетрясения, попадающие в его ОАДВ; б) график «время события - место локализации», на котором жирной линией показана активизированная часть разлома, пунктирной - его полная длина; цифры у прямых - временная последовательность прохождения деформационных волн.
Землетрясения на графиках образуют совокупности, каждую из которых можно описать с помощью прямой линии регрессии. Каждая из линий регрессии отражает фронт деформационной волны, проходящей вдоль оси разлома, активизируя его и возбуждая последовательное во времени и пространстве возникновение землетрясений. Каждая последующая субпараллельная, расположенная выше линия отражает наступление новой волны активизации. Количество линий регрессий есть не что иное, как число активизаций разломов. Расстояние по оси ординат между двумя последовательными линиями дает представление о численном значении периода активизации (периоде волны).
Наклон линии тренда показывает направление движения фронта деформационной волны вдоль линии разлома, а тангенс угла а к оси абсцисс - скорость движения волны по разлому (фазовую скорость волны) [Горбунова, Шерман, 2012]. Дополнительно, используя известное соотношение A = V, зная характерное время активизации t и среднюю скорость активизации можно оценить длину деформационной волны.
В среде Delphi программные комплексы не имеют четкого разграничения, поскольку часть функциональных возможностей ГИС используется ими совместно (например, импорт исходных данных, расчет длин и ОАДВ разломов и т.д.). Более подробно о программной реализации каждого из комплексов будет сказано далее. 3.5.2. Программная реализация методов оценки селективной активизации разломов и фиксации деформационных волн
Программную реализацию методов оценки селективной активизации разломов и фиксации деформационных волн наиболее удобно представить в виде блок-схемы, которая представляет собой графическое изложение последовательности основных шагов обработки данных. Общая блок-схема для расчета количественного и магнитудного индексов сейсмической активности построена с использованием стандартных условных обозначений и представлена на рис. 3.11. Оценка параметров КИСА и МИСА начинается с импорта данных из баз данных. Базы данных открываются поочередно, информация по разломам и сейсмичности в соответствующих циклах считывается построчно в память компьютера и организовывается согласно внутренней структуре данных программы. Далее в цикле поочередно для каждого разлома Digital Faults рассчитывает длину разломов и формирует из простейших геометрических фигур область динамического влияния с учетом её ширины. Полученная расчетная информация так же сохраняется в памяти компьютера на соответствующем ему уровне хранения. Далее ГИС производит «привязку» сейсмичности к разломной тектонике на основании факта попадания конкретного события в ОАДВ конкретного разлома. Для каждого разлома формируется массив «принадлежащих» ему землетрясений и сохраняется в памяти компьютера. Следующим этапом обработки информации является подсчет значений КИСА и МИСА. Программа берет массив землетрясений каждого отдельного разлома и рассчитывает индексы активности согласно формулам (9) и (11). Вывод расчетных данных осуществляется в таблицу книги MS Excel.
Опыт среднесрочного прогноза землетрясений Байкальской сейсмической зоны
По графикам Центрального и СВ сегментов оси сейсмической зоны видно, что в ряде случаев фактические землетрясения не попадают в рассчитанный доверительный интервал. Кроме того, некоторые зафиксированные землетрясения происходили западнее от теоретических точек, как видно в случае Центрального сегмента и восточнее от теоретических точек в случае СВ сегмента. Имеет место какая-то характерная систематическая ошибка, причиной появления которой могут быть неучтенные (неизвестные) факторы реализации сейсмических событий в разломно-блоковой структуре литосферы, в том числе исходная погрешность в регистрации местоположения эпицентра землетрясений, составляющая ±15 км. В среднем для Центрального и СВ сегментов разница между теоретическими и фактическими наблюдениями составила 55.6 км и 45.9 км соответственно.
В связи с этим было принято решение применить к принятому методу расчета и полученным фактическим и теоретическим данным иные подходы регрессионного анализа. Для каждой отдельной совокупности сейсмических событий, установленной на предыдущем этапе работы, были применены принципы построения ортогональной регрессии. Для прогнозного периода была получена серия графиков (Приложение В) и карт (Приложение Г). С применением ортогональной регрессии удалось несколько снизить разницу между теоретическими и фактическими событиями. Она составила 31.9 км для Центрального сегмента и 41.9 для Северо-Восточного.
Установленные на первом этапе работ совокупности сейсмических событий, периоды волновой активизации разломов и достаточно высокие коэффициенты корреляции между временем и местом локализации событий позволили нам исследовать зависимость на предмет наличия обратной регрессии. В данном случае независимой переменной выступили годы возникновения землетрясений как временной показатель установленных ранее деформационных волн - их периодичность и скорость распространения. Зависимой переменной стало место локализации землетрясений на линии разлома как показатель влияния деформационных волн на упругую среду, в которой они распространяются, и на процесс активизации разломов. Результаты обработки также были представлены в серии графиков (Приложение Д) и карт и (Приложение Е). Данный подход дал наилучшие результаты по сходимости прогнозных построений и фактически произошедших событий. Для Центрального сегмента она составила 18.8 км, а для СВ сегмента 37.8 км.
Результаты обработки были представлены в виде сводной таблицы сравнения трех подходов к прогнозу сейсмических событий (табл. 4.3). Видно, что для большинства землетрясений теоретическое местоположение, оцененное по обратной регрессии, является наиболее близким к их фактическому положению. Стоит отметить, что для Центрального сегмента сходимость прогноза резко увеличивается при использовании обратной регрессии. Для СВ сегмента разница в данных, полученных разными методами, не столь существенна.
Подобная работа была проведена для оперяющих сегментов сейсмической зоны и для отдельных активных разломов БРС. Результаты исследования представлены в виде серии карт и графиков (см. Приложения А-Д), а также сводных таблиц (табл. 4.4 и 4.5). Стоит отметить, что замеченные ранее генеральные направления распространения волны подтверждаются при переходе от основных сегментов оси зоны современной деструкции к более коротким дизъюнктивам. Так, для оперяющих сегментов осей зоны современной деструкции и активных разломов, располагающихся в юго-западной и центральной части БРС волна распространяется с запада на восток, для сегментов и разломов, располагающихся в северо-восточной части БРС - с востока на запад. 1, 2 - год и местоположение фактически произошедшего землетрясения; 3, 5, 7 - теоретическое местоположение сейсмического события, полученное с помощью: 3 - зависимости t = /(), 5 - зависимости t = /() с использованием ортогональной регрессии, 7 - обратной зависимости I = /(f); 4, 6, 8 - разница между теоретическим и фактическим значениями местоположения землетрясения для соответствующих зависимостей. Выделенные значения являются наименьшими для конкретного землетрясения среди оценен ных по разным методам значений. Прочерки - установить теоретические значения местоположения не представлялось возможным.
Исследуемые разломы являются менее сейсмоактивными и активизируется реже, поскольку в отличие от сегментов оси сейсмической зоны являются менее протяженными структурами и имеют более узкую область динамического влияния. Кроме того, ось сейсмоактивной зоны суммирует в себе «эффекты» от всех разломов, которые попадают в область её влияния, а потому активизация сегментов происходит чаще, чем в отдельно взятых разломах. В целом из таблицы 4.5 видно, что наиболее лучшую сходимость между фактическим и теоретическим материалом показывает зависимость t = /(). Стоит отметить, что неплохие результаты для некоторых разломов дает ортогональная и обратная регрессия, давая разницу между теоретическими и фактическими значения в пределах 10 км. ВЫВОДЫ ПО ГЛАВЕ: Распространяющиеся в литосфере деформационные волны нарушают динамическое равновесие в зонах разломов. Переносимая ими энергия возбуждает смещение крыльев с последующей реализацией сейсмических событий. Анализ пространственно-временной тенденции возникновения землетрясений Байкальской рифтовой системы показал, что существует два генеральных направления распространения деформационных волн: в западной части территории - с запада на восток, в восточной части -с востока на запад. Временные последовательности землетрясений, выделенные на графиках «время события - место локализации» показали, что фиксируемый процесс распространения деформационных волн носит периодический характер. Полученные в ходе исследования результаты наглядно демонстрируют, что период и длина волны определяют наиболее вероятные места локализации будущих землетрясений. Разработанный метод фиксации деформационных волн и установления их векторных и периодических закономерностей позволяет проводить среднесрочный прогноз землетрясений как для сегментов сейсмической зоны, так и для отдельных активных разломов Байкальской рифтовой системы. Регрессионный анализ с установлением зависимости t = /(), с использованием ортогональной и обратной регрессии дает неплохую сходимость между теоретическим и фактическим материалом. Однако каждый из методов более точен на соответствующем иерархическом уровне разломных структур. Так, для протяженных основных сегментов оси зоны современной деструкции БРС наиболее точные результаты дает обратная регрессия I = /(t). Для оперяющих их более коротких сегментов в юго-западной и центральной частях БРС более точной оказывает прямая зависимость t = /(), а в северо-восточной части - обратная зависимость I = /(t). Для отдельных активных разломов наилучшие результаты в области прогноза достигаются с помощью прямой регрессии t = /().
