Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА I. Современное состояние исследований . 7
1. Изучение сейсмичности в связи со строением и свойствами среды земной коры 11
2. Геотермические условия сейсмоактивных зон 21
3. Свойства среды и условия разрушения . горных пород 30
4. Об оценке максимального возможного землетрясения макс 38
Выводы по главе I 43
ГЛАВА II. Структура и свойства среды в районах возникновения очагов землетрясений 45
1. Характеристика исходных данных 45
2. Геотермические данные и глубинные изотермы 60
3. Совместный анализ глубинных геотерм и сейсмичности вдоль профилей ГСЗ Кавказа и Ферганской впадины 80
4. Свойства графиков повторяемости в слоях с однородным типом разрушения 97
Выводы по главе II 109
ГЛАВА III. Методика оценки по комплексным данным 110
1. Связь глубины коровой сейсмичности с геотермическими параметрами среды 110
а) корреляция h
б) оценка температур на глубинах . 115
в) связь глубин очагов сильнейших землетрясений с прочностью среды земной коры Ферганской впадины 118
г) слой ВОСЗ в депрессионных структурах . 122
2. Использование параметров очагов и схем подготовки землетрясений 122
3. Оценки величины макс некоторых районов 125
Выводы по главе III 133
Заключение 133
- Свойства среды и условия разрушения . горных пород
- Совместный анализ глубинных геотерм и сейсмичности вдоль профилей ГСЗ Кавказа и Ферганской впадины
- Свойства графиков повторяемости в слоях с однородным типом разрушения
- Использование параметров очагов и схем подготовки землетрясений
Свойства среды и условия разрушения . горных пород
Выделенные пояса сейсмичности характеризуют так называемые "ослабленные" зоны /Магницкий, 1965/. Этот термин отражает тот факт, что в тектонически стабильных областях-щитах, платформах - сейсмическая активность низка, и, предполагается, что механическая прочность литосферы в этих областях повышается / БуКвЗ , 1978/. По имевшимся до последнего времени данным, можно было дифференцировать очаги по глубине /неглубокие П 70 км, промежуточные 70 км Г) 300 км, глубокофокусные 300 км И 700 км/, по величине /магнитуды определялись по множеству различных шкал и разнились для отдельных землетрясений на величину до 1,5 единицы /6 9 1974/. Хотя детальность распределения очагов по глубине не велика, тем не менее очевидна из рис.1 приуроченность основной массы очагов к земной коре. Установлено отсутствие очагов на глубинах свыше 700 км. Установлено существование сейсмофокальных плоскостей в зонах Заварицкого--Беньоффа, в которых происходят все глубокие землетрясения. Был получен ряд других результатов, преимущественно качественного характера, отражающих общие черты сейсмического процесса /Ризниченко, 1965; Гзовскии, 1975; Губин, I960/.Однако, практическое отсутствие массовых определений глубины очага и систематического анализа точности основных параметров в имевшихся сводках делало невозможньм проведение более детального анализа сейсмотектонических соответствий.
В 1977 году с выходом в свет "Нового каталога сильных землетрясений на территории СССР" с древнейших времен до 1975 года, а в английском варианте до 1977 года, под редакцией Н.В.Кондорской и Н.В.Шебалина /НКСЗ, 1977/ появилась первая фундаментальная сводка, содержащая детальные данные по основным параметрам очагов, полученная с единых методических позиций. Для всех вошедших в НКСЗ событий, в том числе и исторических, приведены шесть основных параметров: время в очаге (І о ), координаты эпицентра ( Р , Я. ), магнитуда ( М ), глубина ( гь ) , интенсивность в эпицентре ( IQ ). Все они приведены с оценками точности, причем в случае отсутствия инструментальных данных были использованы наиболее вероятные значения параметров, полученные на основе новейших методических разработок. В НКСЗ территория СССР разделена на 14 сейсмоактивных регионов, из которых лишь четыре и только в пограничных районах имеют глубокие очаги землетрясений. В целом сейсмичность территории CCGP может быть охарактеризована как неглубокофокусная или коровая; она же представляет наибольшую опасность для жизни людей и хозяйственных объектов.
На основе НКСЗ постоянно дополняемого данными основного каталога ежегодников "Землетрясения в СССР", а также на основе региональных каталогов, постоянно публикуемых в этих ежегодниках с 1962 года под общей редакцией Н.В. Кондорской, оказалось возможным перейти к детальному изучению распределения очагов коровых землетрясений по глубине и по магнитуде. Появились работы, в которых распределения очагов для отдельных регионов сопоставляются со скоростной структурой среды //ҐО/г-dorskcL a etaU.;i9Qi; Бутовская и др., 1981/, с комплексом геофизических параметров / Щукин, 1983/, Бунэ и др.,1984/, с гравиметрическими данными /Артемьев и др., 1976/, с глубиной нижних кромок магнитоактивных тел /Таль-Вирский, 1982/, с переходными процессами в земной коре /Брыксин, 1981/. В этих и ряде других работ нашло отражение представление о том, что физико-механические свойства среды на различных глубинах земной коры существенно различны, причем выявленная неравномерность распределения очагов резко подчеркнула эти различия.
В нескольких недавних работах зарубежных авторов прове дены сопоставления распределений очагов землетрясений по глу бине с прочностными характеристиками земной коры //TleLSsrer LVetter ,1979, Brace L ByerLee ,1976, /71 ec ssner Strekla imz, Stdson , 1982, Pania , 1983, С ken & ГПоіпаг 1983/. Получены свидетельства прочностной неоднородности земной коры по глубине. Однако, рассматривались преимущественно очаги афтершоков или слабых землетрясений на небольших территориях за непродолжительные отрезки времени. Анализ каталогов землетрясений приводит к ряду важных результатов, относящихся к характеристике среды возникновения очагов землетрясений. Особенно интересно сопоставление неоднородности земной коры для разломных и нераз-ломных зон, поскольку не стихает дискуссия по поводу приуроченности к ним очагов землетрясений / Сейсмическое районирование..., 1980, стр. 28-29/. По характерному группированию в пространстве очагов были выявлены зоны Заварицкого - Веньоффа. Аналогичная идея использована индийским сейсмологом Kct.Lt.cc /1978/ для выявления глубинных разломов в земной коре Гималаев. Эта и подобные ей работы отражают возрастающую убежденность в том, что очаги землетрясений тяготеют к разломным зонам и генетически связаны с ними. Применение статистических методов для анализа массива данных о координатах эпицентров землетрясений Кавказа позволило показать, что при совместной обработке статистически оправдано уточнение координат в пределах погрешности такое, что становится более выраженным тяготение очагов к разломным зонам /Гогиашвили, 1981/.
К настоящему времени по наблюдениям региональных и локальных сетей сейсмических станций надежно установлена приуроченность основной массы очагов землетрясений к верхней части земной коры мощностью порядка 20 километров /Kamiк , 1971, НКСЗ, 1977, 3d і/г , 1983/.
Однако, в этих и других работах сейсмичность не связывалась с представлениями о прочностных характеристиках порождающей ее среды. Величина землетрясений традиционно связывается с геотермическими размерами очага или очаговой области.
Совместный анализ глубинных геотерм и сейсмичности вдоль профилей ГСЗ Кавказа и Ферганской впадины
Рассмотренные работы иллюстрируют положительную корреляционную связь сейсмичности с тепловыми условиями. Отмечается также связь сейсмичности с контрастным геотермическим режимом: разогретая литосфера Байкальской рифтовой зоны и относительно холодная литосфера прилегающей Сибирской платформы, сильно повышенные значения теплового потока в тыловых частях островодужных структур по сравнению с пониженными тепловыми потоками в передовых частях /Любимова, 1970; Лысак и Шерман, 1978; У еда, 1981/.
Следует отметить, ограничивающее влияние разогретой среды на экстремальные проявления сейсмичности. По оценке В.А.Магницкого /1965/ теоретически наивысшим пределом для 28 энергии землетрясения является величина 10 эрг Смагниту да 10), которая получается в предположении, что вся земная кора и оболочка до глубины 700 км получат деформацию 10 , соответствующую величине критического напряжения. Тот факт, что практически не бывает землетрясений с энергией больше, 25 чем 10 эрг объясняется снижением прочности с глубиной в верхних слоях земного шара, обусловленным разогревом недр. В ряде работ отмечалось, что при достаточном разогреве недр деформация среды идет преимущественно пластически, без значительного излучения сейсмической энергии /Магницкий, 1965;, Саваренский и Кирнос, 1955; Монахов, 1980; BenlOff ,1951; ffteiSSSier & Slre#aU,lW2; SibSO/1, 1982 и-др./. Попытка количественного учета связи теплового режима среды с возникновением очагов землетрясений с их величиной, повторяемостью и глубиной предсттавляется вполне своевременной, поскольку имеется необходимый материал для оценки теплового состояния среды некоторых сейсмоактивных зон. Изучение теплового состояния среды заключается в определении плотности поверхностного теплового потока П, , теплогенерации // по слоям, теплопроводности Я и вычислении глубинных геотерм Т . Наиболее неопределенными из этих параметров являются генерация тепла, поскольку связана с химическим составом, а также тепловой поток из-за сильной дискретности его определения. Генерация тепла в земной коре обусловлена главным образом распадом радиоактивных изотопов урана, тория и калия. Эти элементы сосредоточены в кислых породах, в гранитах, и их концентрация заметно убывает при переходе к основным и ультраосновным породам. Таким образом, генерацій тепла должна убывать с глубиной по толщине земной коры.
Очень существенно, что накоплены экспериментальные данные по деформированию геоматериалов в условиях повышенных давлений и температур, которые рассмотрены в следующем параграфе.
За последние 15-20 лет проведен большой объем экспериментальных работ по изучению поведения образцов горных пород в лабораторных условиях, моделирующих условия земной коры и верхней мантии. Полученные результаты позволили выделить характерные типы деформации дяя ряда геоматериалов в определенных диапазонах давлений и температур.
Пример классификации данных для гранита, наиболее распространенной в верхней коре кристаллической горной породы, приведен на диаграмме /рис.6/ /Николаевский, 1982/. На основе обощения результатов работ /Воларович и др., 1979; Brace , 1966, Николаевский и др., 1978; Grlo SR BLaCLC bb, SieSku 1978; ALkeld, I98I и др./ устанавливаются границы, режимов пластического течения образца, промежуточного и хрупкого разрушения /сброс напряжений соответствует образованию магистральной трещины,либо срыву по заранее имевшейся трещине/. Для гранитов характерной особенностью является изменение типа деформирования при давлении выше 5 килобар и температуре 400С; при более высоких температурах и давлениях для гранитов характерен режим псевдопластического /катакластического/ течения,механизмом которого является размножение сети мелких трещин, при этом возникновение магистральных трещин разрушения считается маловероятным, поскольку коэффициент сухого трения на порядок превосходит прочность сплошного материала /Николаевский, 1982/. При более низких температурах и давлениях /200С Т 400С и 2 кбар /7 5 кбар/ прочность сплошного образца гранита соизмерима с коэффициентом сухого трения /Николаевский и др., 1979; paterSOtl 1978; Ві/ЄГІЄЄ, 1968; AL/іЄІ d, 1981/. Поэтому при наличии предварительного разреза скольжение по нему идет, но оно оказывается прерывистым /Stcck -slip / и сопровождается разрушением бортов трещин. При отсутствии предварительного разреза неупругие деформации локализуются в полосу разрушения, по которой впоследствии проходит магистральная трещина. При малых давлениях и температурах прочность образцов гранита выше, чем сухое трение между бортами трещины. При высоких температурах /Т 600С/ механизм деформирования сухого гранита обусловлен дислокациями.
Свойства графиков повторяемости в слоях с однородным типом разрушения
Известны попытки картирования величины Ммакс по результатам корреляции набора геофизических и геологических параметров /Джибладзе, 1980; Бунэ и др., 1980, 1984; Ризниченко 1969 и др./. В этих работах отработана методика и получены результаты, положенные в основу современных оценок величины Ммакс для ряда районов Кавказа, Прибайкалья. Такой подход мы считаем вторым приближением к решению задачи оценки \акс
В работах этого направления нет необходимости учитывать протяженность очагов землетрясений и механические свойства среды их возникновения. В появившихся в 1970 годах работах Н.В.Шебалина и соавторов /1971, 1974, 1976/ эффективно использованы геометрические размеры очага для оценок максимальных возможных землетрясений конкретных структур и ли-неаментов /см. рис.2/. Исходя из имеющихся прямых и косвенных оценок линейных размеров очагов землетрясений, в сейсмоактивных районах анализируются геометрические параметры структурных элементов среды земной коры, способных "вместить" очаги сильных землетрясений. В рамках этого подхода были построены карты \акс для Балкан /5/іебаІІП etaL 1976/, Крыма /Шебалин, 1971 /, ряда районов Средней Азии /Сейсмическое районирование, 1980/. В некоторых случаях полученные оценки оказались близки к тем, которые были получены по методу Ю.В.Ризниченко, хотя встречались и расхождения /Сейсмическое районирование, 1980/. Сходные идеи о раздробленности сейсмогенерирующих объемов литосферы лежат в основе подхода В.И.Бунэ и Т.П.Поляковой /1975/, предложивших оценивать величину Мэд с по углу наклона графиков повторяемости. Следует отметить, что в рамках.этих представлений, которые можно назвать третьим приближением к проблеме прогноза места сильного землетрясения, среда считается по-прежнему однородной по всей мощности сейсмогенного слоя.
В новейшей сводке /Сейсмическое районирование, 1980/ отмечается, что расчетные методы определения еще не получили общего признания. В большинстве случаев после выделения "квазиоднородных" зон возникновения очагов землетрясений величина Цдакс для каждой отдельной зоны определяется на основании данных о наблюдавшихся наиболее сильных землетрясениях, происходивших где-либо в пределах этой зоны /с возможной экстраполяцией в сторону более высоких значений магнитуды). Здесь же говорится, что "надежных методов оценки \gjcQ пока еще нет".
Ю.В.Ризниченко в 1962 году писал, что установление и использование физических причинно-следственных соотношений - путь, который ведет,к решению проблемы. Но он представлялся -автору "мало обозримым".
Новые данные в сейсмологии, геотермике и в лабораторном моделировании разрушения горных пород, полученные за последние два десятилетия, позволяют привлечь их в комплексе к решению рассматриваемой проблемы. Если представляется возможным учесть неоднородность свойств среды в пределах сейсмогенного слоя земной коры, то мы получим следующее четвертое приближение в решении задачи об оценке Ммакс.
Изучению влияния температуры среды на возникновение очагов землетрясений уделялось сравнительно мало внимания до последнего времени. В отечественной литературе кроме ряда работ В.А.Магницкого, Е.А.Любимовой, В.В.Попова, В.Н. Жаркова, В.П.Трубицына, в которых теоретически рассматривается взаимосвязь явлений в планетарном масштабе, можно назвать работы /Лысак и др., 1978, 1979, Самедов,Мустафаев, 1975; Николаевский, I981, 1982; Борисов, 1983; Камбаров, Финкельштейн, I98S/ касающиеся отдельных аспектов затронутой проблемы.
В статьях С.В.Лысак и др. /Лысак и Шерман, 1978;Лысак и др., 1979/ изучается корреляционная связь параметров сейсмичности /сейсмическая активность A-J-Q, прогнозная \g_Kc» средняя глубина очагов /г и других/ с плотностью поверхностного теплового потока, с плотностью системы разломов. В работе /Самедов, Мустафаев, 1975/, как и в ряде других /Камбаров, Финкельштейн, I98S/, обсуждалась связь сейсмичности с тепловым потоком качественно. В работах В.Н.Николаевского /1981, 1982/ в теоретическом плане систематизированы данные по разрушению горных пород в условиях повышенных р и Т. Насколько нам известно, влияние температуры сейсмогенной среды на величину и повторяемость землетрясений до сих пор не изучалось. В данной диссертации делается попытка такого изучения.
Геотермические параметры ранее рассматривались как малоинформативные для сопоставления с сейсмичностью /Сейсмическое районирование, 1980, стр.58/. Вероятно, такое отношение было связано с тем, что чаще всего брался только тепловой поток у поверхности, а не глубинное геотермическое строение среды,и в недостаточном объеме привлекались данные о деформировании горных пород в условиях повышенных температур и давлений. Совместно же все эти параметры не изучались, и это определяет постановку нашей задачи.
Использование параметров очагов и схем подготовки землетрясений
Отметим влияние скорости деформации на ее характер по имеющимся экспериментальным данным. Кривые построены по результатам испытаний образцов при постоянной скорости их деформации. Они выражают зависимость разности напряжений ( б, - 0$ ) от времени причем, состоят из четырех частей: 1) упругая деформация, 2) нестационарная область; выражены явления, связанные с механическим упрочнением; 3) стационарное течение при постоянном напряжении; 4) напряжение непрерывно возрастает до тех пор, пока не появятся разрывы сплошности породы. Такой же характер разделения может быть по кривым, построенным по данным испытаний на ползучесть. Замедление деформации вызывает увеличение пластичности (кварцит, гранит);прочность при зом заметно снижается /Спенсер, 1981/. Однако, при очень высоких температурах и давлениях изменения скоростей деформирования в диапазоне КГ7 - IO c"1 /Handin & Carter, 1980/, а более грубо - до 10 с "1 /Николаевский и др., 1978/ мало влияют на прочность и пластичность. Предложенная на рис.6 схема конкретизируется нами применительно к условиям выбранных для изучения районов и наряду с другими приведенными экспериментальными результатами используется для анализа наблюденного распределения очагов землетрясений по разрезу земной коры при определенных р - Т условиях и для оценки прочности слоев на различных интервалах глубин разреза. Обратим внимание на то, что многие экспериментаторы / в race , 1966; 8yerl.ee , 1968; G-riggS L BLacic, 1975; Handin, 1969; Stesky , v$i%RateiykkPaierson; 1965; и др./ отмечают температуру около 40QG в условиях земной коры, как область изменения физико-механических свойств наиболее распространенных горных пород как осадочных, так и метаморфизованных. Этот факт дал основание сопоставить изотермическую поверхность 4Ю0С в нормальной континентальной коре с наблюдаемой в отдельных районах сейсмической границей Конрада (рис, 7). Термодинамические условия с температурой около 400 С и давлением 5 кбар являются верхним пределом диапазона, в котором разрушение горных пород носит хрупкий характер или происходит по типу прерывистого скольжения ( stick -Slip ). Отметим также, что для водных растворов температура около 400С является критической, при которой резко меняются многие свойства флюида: исчезают различия физических свойств жидкости и пара, понижается плотность и вязкость, повышается способность к миграции /Киссин, 1982/. Основные экспериментально полученные закономерности можно резюмировать так: 1, При постоянных температуре и скорости деформации воз растает эффективное всестороннее давление; реакция пород в целом изменяется в направлении от хрупкой к пластичной с уве личением эффективного всестороннего давления: увеличивается предельная прочность в условиях низких температур и давлений (400С; р0 = 3 кбар); повышается предел текучести; усиливает ся эффект механического упрочнения; повышается пластичность. 2. При постоянном эффективном всестороннем давлении: повышается температура (скорость деформации постоянна или снижается), или повышается скорость деформации (температура постоянна); понижается предел прочности; понижается предел текучести; исчезает механическое упрочнение. Анализ результатов по экспериментальному изучению горных пород показывает, что к настоящему времени имеется достаточный материал для выявления картины распределения прочности земной коры по разрезу конкретного района, где есть данные по сейсмичности и по тепловому режиму. Прямые измерения температур в глубоких скважинах дают следующие результаты: 163С на глубине 8 км в Саатлинской сверхглубокой скважине, в геотермальном районе Солтон-Си /Калифорния, США/ изотерма 300С проходит на глубинах 1,2-3 км. На Камчатке в районе Паужетка температуры 80-100С отмечены на глубине I м. В Азово-Кубанском прогибе (Медведково) на глубине 6319 м температура 2230, в Примексиканской впадине 291С на глубине 7266 м. В Кольской СГС 200С на глубине 12 км, 120С на глубине 7,2 км, ЮС на глубине 0,8 км /Кольская сверхглубокая, 1984/.
Под исходными данными для оценок глубинных температур понимаются величины измерений плотности поверхностного теплового потока ( Cj/ ); распределение коэффициента теплопроводности по глубине Я (берется по результатам экспериментальных измерений горных пород);распределение коэффициента радиоактивной тешюгенерации Н по глубине земной коры.
Из Каталога данных по тепловому потоку на территории СССР /Любимова и др., 1973/ мы выбрали точки измерений в пределах сейсмоактивных районов, перечислннных в I /см. табл. I/. Эти данные были дополнены материалами из новейших публикаций /Зуев и др., 1977, Буачидзе, 1978; Аршавс-кая, Киреев, Любимова, 1983; Шварцман, I98I; Гордиенко, 1983; Аширов и др., 1983/.