CC BY
42
УДК 550.34
ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ЛОКАЛЬНЫХ СЕЙСМИЧЕСКИХ СЕТЕЙ ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ СЕЙСМОГЕННОЙ СТРУКТУРЫ РАЗЛОМОВ
© 2012 г. С. Б. Кишкина, Г. Г. Кочарян, И. А. Санина, А. А. Остапчук, А. В. Шаумян
Институт динамики геосфер РАН, г. Москва Поступила в редакцию 28.07.2011 г.
Рассмотрен метод детального определения участков локализации деформационных процессов внутри разломных зон, основанный на результатах мониторинга сейсмичности разветвленными сейсмическими сетями Калифорнии. На основе анализа сейсмогенной структуры нескольких разломных зон, впервые с высокой точностью выявлены области, в которых происходят активные деформационные процессы. При помощи трехмерных построений показано, что эти области представляют собой совокупность локальных участков, каждый из которых имеет характерный размер порядка 100 м. Этот масштаб сопоставим с техногенными возможностями воздействия на геосреду. На примере одной из областей Северного Кавказа показана принципиальная возможность достижения приемлемой для выполнения подобных построений точности локации сейсмических событий путем совместного использования результатов наблюдений региональной сейсмической сети и локальной группой станций, последовательно располагаемой на нескольких участках вблизи раз-ломной зоны.
ВВЕДЕНИЕ
В своей эволюционной схеме, предложенной 100 лет назад, Г. Рейд [Reid, 1910] впервые аргументированно изложил гипотезу о приуроченности землетрясений к разломам земной коры. Хотя эта точка зрения в течение столетия завоевала господствующее положение в сейсмологии, соблазн использования развитых математических соотношений для сплошной среды был столь велик, что большинство существующих моделей очага оказалось основано на представлениях, связанных с образованием и развитием либо отдельной трещины, либо их систем [Садовский и др., 1987]. С точки зрения механики противоречие здесь не столь велико. “Трещинная” и “фрикционная” прочности горных пород на больших глубинах отличаются не очень значительно, а математические соотношения в применяемых моделях часто похожи. Так, например, соотношения, определяющие известную зависимость трения горных пород от времени, смещения и скорости деформации, так называемая “rate and state” модель, идентичны соответствующим уравнениям, описывающим процесс развития трещины при стресс-коррозии [Kanamori, Brodsky, 2004]. Иное дело — пространственная структура сейсмичности. Здесь, для того, чтобы объяснить расположение очагов, не обойтись без введения выраженных неоднородностей разного масштаба: границ плит, разломных зон, тектонических трещин и т.д.
Как известно, точность определения координат сейсмических событий зависит в основном от двух факторов: плотности сейсмической сети и того, насколько используемая скоростная модель
соответствует истинному строению региона. В большинстве случаев для землетрясения среднего масштаба ошибка составляет величину в несколько километров. Хотя такой точности оказывается в большинстве случаев достаточно, столь “расплывчатое” положение очага приводит к тому, что локализация эпицентров на картах сейсмичности часто оказывается куда менее выраженной, чем это можно было бы ожидать, основываясь на концепции приуроченности сейсмических событий к разломам. Между тем, выявление истинных характерных масштабов локализации сейсмичности может оказаться крайне важным в контексте многих фундаментальных и инженерных задач.
При необходимости исследовать расположение очагов относительно таких протяженных структур, как разломные зоны, необходимо добиваться улучшения точности локации событий. В самом деле, расположение гипоцентров событий именно в разломных зонах и тектонических узлах проявляется тем очевиднее, чем лучше точность определения их положения [Waldhauser, Richards, 2004]. Высокая плотность расположения цифровых сейсмических станций в некоторых регионах (западное побережье Северной Америки, Япония, Тайвань) и развитие современных методов обработки позволяет определять координаты слабых землетрясений с ошибкой в первые десятки метров, что дает возможность с высокой точностью установить границы области, в которой происходят, сопровождающиеся мелкой сейсмичностью, активные деформационные процессы и выявить пространственные особенности распо-
ложения сейсмических событий [Waldhauser, Schaff, 2008].
В настоящей статье мы использовали уточненные сейсмические каталоги, полученные разветвленной сетью сейсмических станций Калифорнии, для количественного исследования закономерностей локализации очагов внутри крупных разломных зон. Выявленные закономерности сопоставляются с результатами изучения структуры разломов, модельных и численных экспериментов. В заключительной части работы исследуется возможность использования существующих в России аппаратурных возможностей для решения подобных задач.
ОБСУЖДЕНИЕ НЕКОТОРЫХ СВЕДЕНИЙ О СТРУКТУРЕ РАЗЛОМНЫХ ЗОН
Для того, чтобы обсуждать закономерности приуроченности сейсмических событий к различным структурным элементам разломных зон, представляется необходимым кратко рассмотреть некоторые сведения о строении разломных зон, опубликованные в последние годы.
Несмотря на то, что исследованию строения крупных разломных зон в коренных породах посвящено множество работ [Рац, Чернышев, 1970; Шерман, 1977; Разломообразование, 1991; Се-минский, 2003; Sibson, 2003 и др.], соотношения между такими параметрами разломов, как длина, амплитуда смещения, ширина разломной зоны, широко обсуждаются. В последние годы опубликован целый ряд новых сведений о строении зон разломов. Детально обследован ряд активных в разное время фрагментов разломных зон [Chester et al., 2005; Shipton et al., 2006; Sagy Brodsky, 2009 и др.], осуществлен ряд проектов глубинного бурения через разломную зону [Wibberley Shimamo-to, 2003; Jeppson et al., 2010 и др.], разработана международная программа “быстрого бурения” разломной зоны после произошедшего землетрясения [Brodsky et al., 2009].
В целом, воззрения на структуру разломных зон примерно одинаковы почти у всех авторов. Большинство выделяет зону влияния толщиной от метров до сотен метров и более, ассоциирующуюся обычно с зоной повышенной, по сравнению с вмещающим массивом, плотности трещин; центральную или магистральную части разлома, в которой выделяют одну или несколько подзон интенсивной деформации толщиной сантиметры-метры. Внутри зон интенсивной деформации полосы интенсивного измельчения зерен определяют зону магистрального сместителя, толщина которой составляет всего лишь 1-10 см [Chester, Chester, 1998; Sibson, 2003]. Индивидуальные зоны магистрального сместителя редко могут быть прослежены более чем на несколько сотен метров, хотя предполагается, что их протяженность
может достигать многих километров [Sibson, 2003]. Вполне вероятно, что на определенных этапах деформирования имеет место “взаимодействие” магистральных сместителей через зоны распределенных катакластических деформаций без ясных следов единого разрыва в последних. Такие сублинейные конгломераты отдельных магистральных сместителей и участков гетерогенной трещиноватости могут формировать единую магистральную зону разлома.
Степень локализации межблоковых перемещений существенно зависит от вида деформационного процесса. При медленном асейсмическом крипе сдвиговые деформации часто бывают распределены вдоль индивидуальных сместителей в зоне разлома [Burford, Harsh, 1980], а толщина деформационных полос оказывается довольно значительной — от метров до десятков метров [Sibson, 2003; Bilham, Whitehead, 1997 и др.].
В сейсмически активных разломных зонах, где большая часть деформаций имеет, предположительно, косейсмический характер, степень локализации существенно более велика. Так исследование сдвигов Punchbowl и San Gabriel в Калифорнии продемонстрировало толщину магистрального сместителя не более чем 1—10 см. При этом кумулятивное смещение вдоль этих разломов составляет первые десятки километров [Chester et al., 1993; Evans, Chester, 1995; Chester, Chester, 1998]. Так по данным [Chester, Chester, 1998] из 10 км сдвига по разлому Punchbowl fault лишь 100 м локализовано в зоне трещиноватости толщиной около 100 м, а все остальное смещение произошло внутри узкого ультракатаклазитового ядра. Подчеркнем, что эти заключения относятся к участкам разломов, поднятых с глубины нескольких километров.
Обобщение результатов многих авторов позволяет сделать следующие важные выводы.
В разломных зонах, центральная часть которых выполнена катакластическими породами, косейсмические разрывы часто происходят вдоль одной и той же поверхности, сформированной ультракатаклазитами, образованными на предыдущих стадиях деформирования. Исключение составляют те участки, где в процессе сейсмогенной подвижки имело место фрикционное плавление с образованием псевдотахиллитов. Поскольку прочность последних зачастую весьма высокая, то последующие разрывы происходят “в обход” залеченных расплавом участков трещины.
Перемещения по вторичным, вновь образованным нарушениям сплошности, невелики и не вносят существенного вклада в кумулятивную амплитуду перемещения бортов разлома.
Зона нарушенного материла или зона влияния разлома формируется на начальной стадии образования разлома (стадия “распространения носика трещины”) и постепенно увеличивается в про-
цессе его эволюции. Высокие напряжения в окрестности носика распространяющегося разрыва приводят к образованию ослаблений, а коалес-ценция отдельных трещин формирует довольно обширную зону трещиноватости. При последующем деформировании могут иметь место процессы вторичного дробления, дилатансии, геотермальных изменений.
Основные сейсмогенные движения локализуются в узкой зоне магистрального сместителя разлома, хотя при этом на отдельных участках возможно и распространение трещины по пери-фирии. Это означает, что очаги в окрестности раз-ломной зоны должны располагаться не хаотически, а “отслеживать” магистральные разрывы и их ответвления. Таким образом, при надлежащей точности локации мелких сейсмических событий, расположение очагов последних может очертить возможные границы области подготовки более сильных событий.
При исследовании закономерностей расположения сейсмических событий относительно раз-ломной зоны не избежать использования эмпирических масштабных соотношений, связывающих длину разлома L, ширину разломной зоны W и амплитудой смещения по разрыву D. Для связи между этими параметрами чаще всего используют степенные соотношения типа:
W = a Da, (1)
D = в Lb, (2)
W = xLc. (3)
Судя по многим публикациям, показатели степени в соотношениях (1)—(3) чаще всего близки к 1, а коэффициенты а, в и х изменяются в широких пределах.
Так по данным [Шерман и др., 1983] х изменяется в диапазоне от 0.02 до 0.1 соответственно для трансрегиональных и локальных разломов, а в от 0.01 до 0.08 при вероятном значении в = 0.03.
По данным [Hull, 1988] а « 0.016 для магистральных зон катакластического типа и а « 0.48 для милонитов.
При этом другими авторами высказывались существенные сомнения о пригодности соотношений типа (1)—(3), основанные, прежде всего, на очень большом разбросе экспериментальных данных [Blenkinsop, 1989; Evans, 1990].
Мы собрали для анализа данные о значениях ширины разломных зон, опубликованные различными авторами, начиная с первых систематических исследований соотношений между геометрическими параметрами разломных зон [Ру-жич, Шерман, 1978; Otsuki, 1978], и заканчивая работами последних лет.
При анализе данных важно иметь в виду, что на разных стадиях эволюции разрыва соотношения между параметрами могут быть различны. Так,
например, в численном эксперименте, в котором исследовались закономерности деформирования контакта хрупких шероховатых поверхностей [Кочарян, Спивак, 2003], при малых относительных смещениях бортов (в расчетах D < 0.01L) ширина катакластической зоны близка по величине к амплитуде сдвига. При больших сдвигах (в численном эксперименте D > 0.04—0.06L) ширина зоны дробления пропорциональна длине блока и значительно слабее зависит от амплитуды сдвига. Понятно, что для натурных объектов эти значения могут быть существенно иными.
Чтобы определиться с механическим критерием сформировавшейся разломной зоны, воспользуемся эмпирическим выражением, используемым в механике скальных пород для оценки перемещений, необходимых для достижения контактом предельной величины фрикционного сопротивления [Barton, 1987]:
up =
L
500
JRC
. L .
1/3
м,
(4)
где Ь — размер сдвигаемого блока в м, а 1ЯС — коэффициент шероховатости поверхности трещины, значения которого изменяются в диапазоне от 0 (плоские поверхности) до 20.
Далее мы будем предполагать разломную зону сформировавшейся, если относительные перемещения берегов разлома в 10—20 раз больше величины предельного перемещения, определяемого соотношением (4). Полагая для определенности 1ЯС = 5, имеем:
и > 0.05Х2/3. (5)
На рис. 1 приведены данные, связывающие длину разлома с максимальным смещением по нему. Можно видеть, что достаточно четко выделяются два интервала. В первый входят трещины и разломы небольшого масштаба Ь < 500—1000 м. В этом интервале амплитуда перемещения примерно пропорциональна длине нарушения сплошности. Наилучшее приближение данных методом наименьших квадратов (коэффициент корреляции Я = 0.83) дает соотношение:
Б = 0.002Х0'93. (6)
При этом можно предположить, что в этом интервале длин разломы нельзя считать сформировавшимися. Об этом свидетельствует то, что для большей части данных в этом диапазоне не выполняется условие (5), которое показано на рис. 1 пунктиром. Во втором интервале Ь > 500—1000 м практически все данные находятся в диапазоне для сформировавшихся разломов, а наилучшее приближение (Я = 0.91):
D = 0.0003L
1.45
(7)
которое мы и будем использовать в дальнейшем для оценок.
Подробный анализ данных, описывающих соотношения между поперечным размером раз-ломной зоны W и относительным смещением берегов приведен в нашей недавней работе [Кочарян и др., 2010], где показано, что для сформировавшихся разломных зон (длиной более 1000 м, кумулятивное смещение по разрыву свыше 10 м) наилучшим является выражение:
W = 8.94D °'29. (8)
Под эффективной шириной разломной зоны в большинстве работ, данные которых использовались при анализе, понимается характерный размер, на котором степень трещиноватости превышает среднее значение во вмещающем массиве.
Используя соотношение (7), получаем из (8) связь между длиной разлома L его шириной:
W = 0.85L0'42. (9)
Интересно сопоставить результаты измерений геометрических и механических характеристик разломных зон. Результаты измерений нормальной жесткости трещин и разломов разных иерархических уровней приведены, например, в работе [Кочарян, Спивак, 2003]. Там же детально изложена и методика наблюдений. Эти данные вместе с некоторыми дополнительными результатами наблюдений с коэффициентом корреляции R = = 0.98 описываются регрессионной зависимостью:
к = 837 х 106 (L/1000)-0'41. (10)
В (10) жесткость к измеряется в Па/м, а длина разлома L в метрах.
Полагая в линейном приближении
к *р C2/W, получаем из (10) при р = 2700 кг/м3, Cs = 2300 м/с :
W = 1.12L0'41, (11)
что почти совпадает с (9).
АНАЛИЗ СТРУКТУРЫ РАЗЛОМНОЙ ЗОНЫ
Рассмотрим некоторые результаты анализа сейсмичности разломных зон, полученные при обработке сейсмических каталогов.
В ходе работы по количественному исследованию закономерностей пространственной локализации очагов внутри крупных разломных зон мы пользовались данными уточненного сейсмического каталога [Waldhauer, Schaff, 2008], который включает события Северной Калифорнии, зарегистрированные сетями сейсмических станций NCSS (Northern California Seismic System). В основной массе это события, происходящие в зоне ответственности одного из самых протяженных и активных геологических образований — системы разломов Сан Андреас (San Andreas Fault system), располагающейся между тихоокеанской и севе-
Смещение, м
Длина, м
Рис. 1. Зависимость максимального смещения по разлому от его длины: 1 — [Ружич, Шерман, 1978]; 2 — [Elliott, 1976]; 3 — [Krantz, 1988]; 4 — [Muraoka, Kama-ta, 1983]; 5 — [Peacock, Sanderson, 1991]; 6 — [Villemin et al., 1995]; 7 — [Walsh, Watterson, 1987]; 8-10 — [Watterson, 1986].
Пунктирная линия — соотношение (5); сплошные линии — наилучшее приближение данных в диапазоне L < 500 м — а и L > 500 м — б.
В первом интервале для значительной части данных не выполняется условие (5), т.е. разломы нельзя считать сформировавшимися.
роамериканской плитами вдоль западного побережья США.
Сейсмическая Система Северной Калифорнии NCSS, на базе которой создан анализируемый каталог, включает в себя данные тринадцати сейсмических сетей Калифорнии: на сегодняшний день это более 1000 цифровых каналов, которые регистрируют около 20000 землетрясений в год. Опираясь на хорошую изученность района, высокую плотность станций, огромное количество происходящих событий (система фиксирует в среднем более 20000 событий в год) и их повторяемость, авторам каталога удалось беспрецедентно снизить уровень ошибки определения эпицентра события: он определяется авторами как первые метры в горизонтальной плоскости и не хуже ста метров по глубине. В уточненный каталог попали события, которые были зарегистрированы в интервале времени между январем 1984 и маем 2008 гг. и прошли процедуру уточнения местоположения источника [^ЫёИашег, Schaff, 2008].
По каталогу нами была сформирована база данных, позволяющая оперативно работать с достаточно большим объемом материала: более
Широта, град. 37.40
37.35
37.30
37.25
37.20
37.15
37.10
Рис. 2. Месторасположение очагов землетрясений, попавших в область, ограниченную координатами (37.4^ 121.8Е) и (37. Ш, 121.5Е). Пунктирные линии — границы интервалов обработки. Большой кружок — эпицентр события “Морган Хилл” (24.04.1984 г.; 37.30986^ 121.68126Е; М = 6.2; к =
= 8.04 км). Треугольники — события с магнитудами от 2.5 до 4, кружки — больше 4.
трехсот тысяч записей, содержащих основные параметры событий. Параллельно обработка велась с помощью специально созданного программного обеспечения.
Основную массу событий рассматриваемого каталога составляют землетрясения с магнитудами 1—1.5; начиная с магнитуд М ~ 1, график повторяемости представляет собой логарифмиче-ски-линейную зависимость. При рассмотрении пространственного распределения событий, содержащихся в каталоге, можно визуально выделить разнообразные структурные формы, в пределах которых сконцентрировано наибольшее количество точек-источников сейсмических событий. Сопоставление с картой демонстрирует наглядный пример приуроченности сейсмических событий к разломам: подавляющее большинство очагов приурочено к различным разлом-ным зонам, участкам их пересечения, ветвления и т.д. На данном этапе мы не рассматриваем участки с низкой плотностью событий.
Для анализа были отобраны области, в которых очаги концентрируются вдоль протяженных структур, геометрически близких к прямой. Приведем для примера область, ограниченную координатами (37.4^ 121.8Е) и (37.Ш, 121.5Е) (рис. 2). В нее попадает 11634 события. Для удобства визуального восприятия будем представлять
-121.75 -121.65 -121.55
Долгота, град.
результаты в системе координат, связанной с разломом: ось OX направим вдоль линии наибольшей концентрации очагов событий (“оси разлома”), ось OY перпендикулярно оси ОХ в плоскости дневной поверхности, а ось OZ вертикально вниз. За начало координат примем точку, соответствующую эпицентру максимального в данной области события “Морган Хилл”, М = 6.2.
Местоположение эпицентров землетрясений, координаты которых попадают в выбранную область, показано на рис. 2. Расположение линии наибольшей концентрации эпицентров в выбранной области “отслеживает” местоположение разлома Калаверас (Calaveras) и его ответвления: “оперяющие” области, напоминающие полосы Риделя, и области расщепления вблизи концов разлома. При этом на карту нанесены абсолютно все события, попавшие в выбранную область, вплоть до самых слабых. Отметим, что именно очаги самых слабых событий — с магнитудами меньше, чем 2—2.5 — составляют основную массу рассеянных точек, не попадающих на ось разлома. Визуальное выделение очагов событий с магнитудой M > 2 уже весьма отчетливо проявляет доминирующую структуру, а при M > 3 практически все точки-эпицентры локализуются в узкой зоне условной оси разлома.
Для повышения наглядности вся рассматриваемая область была разбита на отдельные участки: вдоль “оси разлома” — оси абсцисс — откладывались интервалы шириной четыре километра; для каждого выделенного интервала были построены гистограммы распределения расстояний эпицентров землетрясений до условной оси разлома. Типичный пример гистограммы для серединного участка разлома приведен на рис. 3а. Для большинства рассмотренных участков-интервалов более 75% точек-эпицентров располагается на расстояниях от 120 до 300 метров до оси разлома, то есть в относительно узкой полосе. При этом в некоторых интервалах возникает две области, каждая из которых содержит 30—40% всех событий (рис. 3б). Визуально таким интервалам соответствуют области разветвления линии разлома. На участках окончания разломов (зоны расщепления типа “конского хвоста”, бифуркации, эшелонов трещин и т.д. [Семинский, 2003]) гистограммы резко уширяются (рис. 3в).
Поскольку анализируемый каталог имеет крайне высокую точность локации событий не только в горизонтальной плоскости, но и по вертикали, рассмотрим данные о глубине событий.
В рассматриваемой области разлома Калаве-рас самое глубокое событие, попавшее в анализируемый каталог, произошло на глубине 16.9 км, при этом общее количество событий, глубина которых превышает 10 км, составляет 1%. Не намного больше событий происходит и на малых глубинах: всего лишь 5% событий приписана глу-
Количество событий 140
120
100
80
60
40
20
0
80 г 70 60 50 40 30 20 10 0
40 35 30 25 20 15 10
®^ч^чсЧгЛ'^'Л1''ООСЛ
оооооооооо
(а)
(б)
(в)
СЧ^ООО^н^ОЧОС^СОС^С^ -н -ч -ч ГЧ СЧ СЧ ГЛ ГЛ
Расстояние до разлома, км
Рис. 3. Гистограммы распределения расстояний эпицентров землетрясений (в координатной плоскости) до условной оси разлома для трех интервалов обработки.
бина менее 2 км. Исходя из этого, в дальнейшем при анализе будем ограничиваться анализом событий, происходящих в диапазоне глубин от 2 до 10 км; такие рамки никак не повлияют на статистическую значисмость результата, но позволят избежать дополнительного рассеяния гипоцентров.
Как и при построениях в горизонтальной плоскости, в вертикальной плоскости “расстояние вдоль разлома—глубина” события с магниту-
дами больше 2.5—3 локализуются в довольно узкой полосе с углом падения около 10°. Ниже этой полосы событий мало, хотя условный очаг наиболее крупного в этой области землетрясения Морган Хилл расположен именно там. Заметим, однако, что характерный размер очага для землетрясения с М = 6.2 слишком велик (длина *7—10 км), чтобы его считать точечным. Поэтому положение гипоцентра столь крупного события можно считать в достаточной мере условным.
5
0
(а)
Вдоль разлома, км 2
(в)
Вдоль разлома, км 6
-2 0 2 Поперек разлома, км (б)
Глубина, км 0
-2 0 2 Поперек разлома, км
4------
-2 0 2 Поперек разлома, км (г)
Глубина, км G
(д)
Вдоль разлома, км 22
20 —W
-2 0 2 Поперек разлома, км
-2 0 2 Поперек разлома, км (е)
Глубина, км 0
-2 0 2 Поперек разлома, км
Рис. 4. Расположение очагов землетрясений на нескольких участках разломной зоны Calaveras: (а), (в), (д) — расположение эпицентров; ординаты на графиках отсчитываются от эпицентра “Морган Хилл”; (б), (г), (е) — расположение гипоцентров в плоскости вертикального сечения. Треугольники — события с магнитудой выше 3, окружности — выше 4. Увеличение видимой ширины расположения эпицентров происходит из-за невертикального падения плоскости разлома и наличия локальных областей, содержащих преимущественно мелкие события (г), (е).
В трехмерной области с осями “координаты событий—их глубина” узкая полоса, в которой локализуются очаги, представляет собой поверхность весьма близкую к плоскости. Расчет расстояний от точек-очагов до этой условной плоскости разлома показывает, что средняя ширина области, в которой группируется основная масса очагов событий, заметно меньше, чем значения, полученные в горизонтальной плоскости; то есть меньше, чем расстояния от эпицентров до условной оси разлома на поверхности (рис. 3).
На рис. 4 приведены примеры нескольких сечений, для которых очаги, расположенные на интервалах длиной по 4 км вдоль простирания разлома,
нанесены в системе координат глубина-расстояние до разлома. Рядом, для наглядности, приведены карты эпицентров для этих же участков.
Из сопоставления карт эпицентров и гипоцентров событий можно заключить, что уширение гистограмм эпицентров происходит как за счет невертикального падения плоскости разлома, так и за счет наличия отдельных областей локализации слабых событий - локальных областей разрушения, — расположенных несколько в стороне от основного разлома. Подчеркнем, что каждая такая область по отдельности также довольно компактна.
Осреднение данных по всем интервалам обработки разлома Калаверас, включая зоны ветвления и сочленения разрывов на периферии участка, дает среднее значение ширины области, в которой расположены гипоцентры 75% событий, W = 110 ± 10 м.
Тенденция локализации событий в окрестности некоторой плоскости сохраняется не только для участков с линейными структурами локализации, но и для областей со сложной конфигурацией выделяемых структур.
Еще одна область, расположение очагов в которой показано на рис. 5, интересна тем, что раз-ломная зона отделяет “северный” блок, в котором мелкая сейсмичность широко распространена, от практически асейсмичного “южного” блока. При этом землетрясения с магнитудой более 2 и тем более 3, как и в случаях, рассмотренных выше, локализованы в основном в узкой зоне разлома. Как и в примере зоны разлома Калаверас, в “северной” части разлома сейсмичность ограничивается некоторой плоскостью с углом падения 30°—40°.
Признаки локализации сейсмичности проявляются и на более мелком масштабе. По данным сейсмичности четко определяются углы падения разломов, а на многих участках обнаруживаются субгоризонтальные кластеры очагов — так называемые “строки” (strokes). В некоторых случаях наблюдается локализация слабых событий (обычно M < 2) в областях необычной изомет-ричной формы [Кочарян и др., 2010].
В целом анализ показывает, что при точности локации, реализованной в уточненном сейсмическом каталоге, могут быть обнаружены, проявляющиеся в пространственном распределении очагов, особенности структуры разломных зон с характерным размером, по крайней мере, около 100 м, что дает возможность достаточно детального выявления локальных участков активизации и затишья.
ОЦЕНКА ВОЗМОЖНОСТИ ПОВЫШЕНИЯ ТОЧНОСТИ ЛОКАЦИИ СОБЫТИЙ СУЩЕСТВУЮЩИМИ СЙСМИЧЕСКИМИ СЕТЯМИ
Рассмотрим возможности проведения подобных исследований на примере сейсмической сети Северного Кавказа, которая в последние годы значительно увеличилась за счет открытия локальных сейсмических сетей на территории Кавказских Минеральных Вод и особенно на территории Республики Северная Осетия-Алания, что существенно повысило качество локации сравнительно слабых землетрясений с М = 2—4.
На рис. 6 представлена карта региона с отмеченными на ней сейсмическими станциями и зем-
Широта, град 36.75
36.70
(а)
36.65 -
36.60 -
36.55 -
36.50
-121.4
Широта, град 36.75 г
36.70 -
-121.3 -121.2 -121.1
Долгота, град
(б)
36.65 -
36.60 -
36.55
36.50
-121.4
Широта, град 36.75 г
-121.3 -121.2 -121.1
Долгота, град
(в)
36.50
-121.4 -121.3 -121.2 -121.1
Долгота, град
Рис. 5. Расположение эпицентров землетрясений в регионе (36.5, 36.75^ —121.4, — 121.1^; (а) — все события; (б) — события с 3 > М> 2; (в) — события с М> 3, кружки — Мот 3 до 4, звезды — М от 4 до 5, квадрат М> 5.
летрясениями, зарегистрированными за 2003— 2008 гг. согласно бюллетеням ГС РАН.
По данным о временах пробега объемных сейсмических волн, зарегистрированных на сейсмических станциях региона (рис. 6), была построена трехмерная скоростная модель земной коры для центрального и восточного районов Северного Кавказа [Санина и др., 2009].
В качестве объекта исследований выберем область, прилегающую к эпицентру Курчалойского землетрясения, которое произошло 11 октября 2008 г. в Терско-Сунженской зоне центральной части Терско-Каспийского прогиба. Это землетрясение с М„ = 5.8 было сильнейшим на территории Северного Кавказа в этом веке и сопровождалось большим количеством афтершоков.
Оценка точности локации по данным существующей сети проводилось методом моделирования следующим образом: для области 100 х х 100 км с центром в эпицентре Курчалойского землетрясения были рассчитаны времена пробега для группы виртуальных землетрясений, расположенных в узлах прямоугольной сетки в декартовой системе координат с шагом 20 км (рис. 6). Глубины гипоцентров были выбраны 5, 15, 25 и 35 км.
По трехмерной скоростной модели, полученной в [Санина и др., 2009], был произведен расчет
времен пробега Р-волн для виртуальных землетрясений на региональные (а в последствии и на виртуальные) станции (А < 300 км), которые согласно сейсмологическому бюллетеню ГС РАН зарегистрировали один из самых мощных толчков Курчалойского землетрясения. К рассчитанным временам пробега прибавлялась случайная величина равномерно распределенная на отрезке [—а; а].
В ходе моделирования были введены в рассмотрение 3 класса событий: события с большой магнитудой (Мь > 5), средней (2.5 < Мь < 5) и малой магнитудой (Мь < 2.5).
Для модельных событий с большой магнитудой значение а = 0.3 с. Для событий со средней и малой магнитудой величина а зависела от эпи-центрального расстояния и определялась следующим образом:
для средней магнитуды 0.5 с, А < 200 км 1.2 с, 200 <А< 300 км, для малой магнитуды
0.5 с, А < 70 км а = (1.2 с, 70 <А< 150 км.
2 с, 150 < А < 200 км
(12)
(13)
Кроме того, для оценки вероятности регистрации событий различной магнитуды были введены вероятностные критерии регистрации данного события конкретной станцией %. Для каждой станции максимальное значение хмакс = 98%. Для событий средней магнитуды х = 50% при 200 < < А < 300 км.
События с эпицентральным расстоянием большим 300 км считались незарегистрированными. Для событий малой магнитуды х события с эпицентральным расстоянием большим 200 км считались незарегистрированными.
На основании полученного таким образом набора данных о виртуальных землетрясениях при помощи программы НуроЕШр8е [Lahr, 1999] была проведена их локация. В качестве скоростной модели, требуемой для локации в НуроЕШр8е, использовалась оптимальная одномерная скоростная модель со станционными поправками из [Санина и др., 2009]. Величины ошибок положения гипоцентра и времени в очаге усреднялись по всем виртуальным событиям и составили 3 км для эпицентра и 3.9 км для глубины события большой магнитуды, 10.8 км для эпицентра и 15.5 км для глубины события малой магнитуды.
Следует отметить, что плотность сети сейсмических станций на Северном Кавказе неоднородна, и исследуемая область фактически не содержит ни одной станции. Именно этим, наряду с выбранным способом задания классов магнитуд, можно объяснить столь большую разницу между полученными средними ошибками.
Подробный анализ принципов планирования сейсмических сетей для улучшения качества локации приведены в работе [Бурмин, 1995], где показано, что оптимальной геометрией точек наблюдений при определении координат землетрясений и времени в очаге является такое взаимное расположение сейсмических станций, при котором все станции, кроме одной, располагаются равномерно по окружности радиуса г, а одна станция находится в центре этой окружности. Центр окружности должен находиться в центре распределения эпицентров землетрясений.
Руководствуясь этими принципами, построим окружности с центром в исследуемой области и радиусами г1, г2 и г3. На каждой из этих окружностей расположим равномерно 3, 6 и 9 станций. Дополним их еще тремя следующими конфигурациями:
а) 3 станции расположены равномерно на окружности радиуса г1, и 3 на г2,
б) 3 станции расположены равномерно на окружности радиуса г1 и 6 на г2,
в) 6 станций на окружности радиуса г1 и 6 на г2.
Числовые значения радиусов брались следующими: г1 = 59 км, г2 = 89 км, г3 = 119 км.
По методике, описанной выше, был проведен расчет времен пробега для новых сетей (включа-
ющих виртуальные станции) и локация событий на основе обновленных данных. Были проведены оценки точности локации, начиная с конфигурации сети, состоящей из трех сейсмических станций, расположенных равномерно на одной окружности и центральной станции для каждого радиуса. Всего было рассмотрено 12 возможных конфигураций. Как показали расчеты, вне зависимости от магнитуды, добавление 3—6 станций позволяет существенно улучшить локацию событий: с 3.9 до 2.45 км для эпицентров и с 3 до 2.3 км для глубин событий большой магнитуды; с 15.5 до
3 км для эпицентров и с 10.8 до 4.3 км для глубин событий малой магнитуды. Дальнейшее уплотнение сети сейсмических станций уже мало влияло на уменьшение погрешности определения координат землетрясений.
Альтернативой данному подходу является использование малоапертурных сейсмических групп. За последние годы было показано, что сейсмические группы малой апертуры (до 3 км) являются эффективным средством для мониторинга сравнительно слабых (Мь < 2.5) сейсмических событий на региональных расстояниях. Многоканальная обработка сигнала на сейсмической группе позволяет выделять слабые вступления на фоне микросейсмического шума, что дает принципиально новую возможность для контроля за сейсмической обстановкой на обширных территориях [Санина и др., 2008].
Для сравнения рассмотрим серию расчетов, в которой вместо одиночных сейсмических станций устанавливаются малоапертурные сейсмические группы, состоящие из 7 станций, расположенных по 3 на двух концентрических окружностях (с радиусами 120 м и 350 м соответственно) и одной в центре. Ограничимся рассмотрением конфигураций с 3-мя равномерно расположенными группами на окружностях разного радиуса. Для сейсмических групп в проводимых оценках отсутствуют дополнительные ограничения на вероятность регистрации событий со средними и малыми магнитудами, а граница диапазона распределения случайной ошибки а принимается равной а = 0.2 с.
Было установлено, что для событий большой магнитуды переход от одиночных станций к сейсмическим группам практически не заметен. Однако при локации событий с малой магнитудой конфигурации из сейсмических групп показывают хорошие результаты, уменьшая погрешность до 3.7 км для эпицентров и 3.4 км для глубин. Кроме того, следует отметить, что использование малоапертурных групп позволяет существенно увеличить радиус окружности системы наблюдений, что, согласно [Бурмин, 1995] увеличивает точность локации событий.
Дальнейшее повышение точности локации связано с необходимостью использования более
детальной модели скоростного строения земной коры в данной области. Отметим, что скоростная модель, полученная в [Санина и др., 2009], имеет региональный масштаб и потому не обеспечивает требуемой точности на анализируемых базах в 100 км. Кроме того, исследуемая область попадает в зону низкой разрешенности восстановления скоростной модели в [Санина и др., 2009] и может оказаться неточной.
Для оценки возможностей дальнейшего повышения точности локации положения очагов рассмотрим случай, когда гипоцентральная область представляет собой цилиндр радиусом основания 20 км и высотой 25 км с образующей осью, перпендикулярной земной поверхности, а гипоцентры землетрясений распределены равномерно по объему этого цилиндра.
Расположим 3 малоапертурные сейсмические группы равномерно на окружности радиуса г = = 59 км, и сейсмическую станцию в ее центре, лежащем на образующей оси цилиндра. В предположении о точном знании скоростной модели, будем считать величину поправки к рассчитанным временам пробега равномерно распределенной на отрезке [—0.1; 0.1].
Произведя расчет для 100 событий, получаем среднюю ошибку в определении эпицентра 350 ± ± 25 м (в 99% доверительном интервале), а глубины — 800 ± 60 м (в 99% доверительном интервале).
Рассматривая результаты локации, полученные в работе [^Ы^ашег, 8^аГГ, 2008] для системы NCSS, мы вправе ожидать, что применение аналогичных методик (методы взаимной корреляции волновых форм и метод двойных разностей) для рассмотренных систем наблюдений также позволит значительно (до десятков метров) улучшить точность локации гипоцентров событий при условии знания детальной скоростной модели и выбора калибровочных событий.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Приведенный в статье опыт использования данных разветвленных локальных сейсмических сетей показывает, что их обработка может дать уникальные сведения о структуре разломной зоны и помочь выявить конкретные участки локализации деформационных процессов. Выявление такой тонкой структуры может оказаться весьма полезным как для понимания процессов, происходящих в очаговой области, так и при решении инженерных задач.
Судя по полученным результатам, область, в которой происходит активное деформирование при подготовке средних землетрясений (М < 6.5—7), представляет из себя совокупность локальных участков, каждый из которых имеет характерный поперечный размер порядка 100 м. Этот масштаб сопоставим с техногенными возможностями.
Так, например, радиус зоны разрушения при подземном взрыве мощностью 30 килотонн в скальной породе составляет величину свыше 120 м. Близкие размеры имеет и зона значимого изменения порового давления при закачке жидкости в скважину.
Выполненные расчеты показывают, что точность локации, близкая к требуемой, может быть достигнута путем незначительной реорганизации существующих сетей сейсмологических наблюдений. Представляется, что развитие подобных наблюдений целесообразно осуществлять по следующей схеме:
1. Уплотнение существующей сети сейсмических станций в региональном масштабе (3— 6 станций в рассмотренном примере) и регистрация сейсмических событий на протяжении 1—2 лет.
2. На основании полученных данных уточнение скоростной модели региона и перелокация очагов по новой скоростной модели с последующим выделением разломной зоны (зоны наибольшей плотности очагов землетрясений).
3. Создание локальной сети станций вблизи разломной зоны для получения более тонкой скоростной модели и набора калибровочных землетрясений.
4. После этого плотную локальную сеть станций можно заменить несколькими (3—4) малоапертурными сейсмическими группами с радиусом около 1 км вблизи населенных пунктов (для упрощения обслуживания). Данных, полученных этими группами, будет достаточно для локации сейсмических событий с требуемой точностью.
Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проект 10-05-01064-а) и Программы № 6 ОНЗ РАН.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Бурмин В.Ю. Оптимизация сейсмических сетей и определение координат землетрясений. М.: ИФЗ им. О.Ю. Шмидта. 1995. 184 с.
Кочарян Г.Г. Кишкина С.Б., Остапчук А.А. Сейсмический портрет разломной зоны. Что может дать анализ тонкой структуры пространственного расположения очагов слабых землетрясений? // Геодинамика и текто-нофизика. 2010. Т. 1. № 4. С. 419-440.
Кочарян Г.Г., Спивак А.А. Динамика деформирования блочных массивов горных пород. М.: ИКЦ “Академкнига”. 2003. 423 с.
Рац М.В., Чернышев С.Н. Трещиноватость и свойства трещиноватых горных пород. М.: Недра. 1970. 160 с. Ружич В.В., Шерман С.И. Оценка связи между длиной и амплитудой разрывных смещений. Динамика земной коры Вост. Сибири. Новосибирск: Наука СО. 1978. С. 52-57.
Садовский М.А., БолховитиновЛ.Г., Писаренко В.Ф. Деформирование геофизической среды и сейсмический процесс. М.: Наука. 1987. 100 с.
Санина И.А., Волосов С.Г., Черных О.А., Асмминг В.Э., Солдатенков А.М., Ризниченко О.Ю. Синтез и опыт экспериментального применения двумерной малоапертурной сейсмической антенны “Михнево” // Сейсмические приборы. М.: ИФЗ РАН. 2008. Вып. 44. С. 3-18.
Санина И.А., Шаумян А.В., Габсатарова И.П. Трехмерная скоростная модель коры Северного Кавказа по данным региональных наблюдений. Сборник научных трудов ИДГ РАН. 2009. С. 160-173.
Семинский К.Ж. Внутренняя структура континентальных разломных зон. Тектонофизический аспект. Новосибирск: изд-во СО РАН, Филиал “Гео”. 2003. 243 с.
Шерман С.И. Физические закономерности развития разломов земной коры. Новосибирск: Наука. 1977. 103 с.
Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области динамического влияния разломов (результаты моделирования). Новосибирск: Наука, СО аН СССР. 1983. 110 с.
Шерман С.И., Семинский К.Ж., Борняков С.А., Буддо В.Ю, Лобацкая Р.М., Адамович А.Н., Трусков В.А., Бабичев А.А. Разломообразование в литосфере. Зоны сдвига. Новосибирск: Наука. 1991. 261 с.
Barton N. Predicting the behaviour of underground openings in rocks. 4-th Manuel Rocha Memorial Lecture. Lisbon. 1987. 15 p.
Bilham R., Whitehead S. Subsurface creep on the Hayward Fault // Geophys. Res. Lett. 1997. V. 24. P. 1307-1310.
Blenkinsop T.G. Thickness-displacement relationships for deformation zones: discussion // J. Struct. Geol. 1989. V. 11. P. 1051-1054.
Brodsky E., Ma K.F., Mori J., et al. Rapid Response Drilling: Past, Present, and Future. ICDP/SCEC International Workshop of Rapid Response Fault Drilling. Tokyo. 2009. 30 p.
Burford, R.O., Harsh P. W. Slip on the San Andreas fault in central California from alinement array surveys // Bull. Seism. Soc. Am. 1980. V. 70. P. 1233-1261.
Chester F.M., Chester J.S. Ultracataclasite structure and friction processes of the Punchbowl fault, San Andreas system, California // Tectonophysics. 1998. № 5. V. 295. P. 199-221.
Chester J.S., Chester F.M. Kronenberg A.K. Fracture surface energy of the Punchbowl fault, San Andreas system // Nature. 2005. № 5. V. 437. P. 133-136.
Chester F.M., Evans J.P., BiegelR.L. Internal structure and weakening mechanisms of the San Andreas fault // J. Geophys. Res. 1993. V. 98. P. 771-786.
Elliott D. The energy balance and deformation mechanisms of thrust sheets // Phil. Trans. R. Soc. Lond. 1976. A203. P. 289-312.
Evans J.P. Thickness-displacement relationships for fault zones // J. Struct. Geol. 1990. V. 12. P. 1061-1065.
Evans J.P., Chester F.M. Fluid-rock interaction in faults of the San Andreas system: inferences from San Gabriel fault rock geochemistry and microstructures // J. Geophys. Res. 1995. V. 100. P. 13007-13020.
Jeppson T.N., Bradbury K.K., Evans J.P. Geophysical properties within the San Andreas Fault Zone at the San Andreas
Fault Observatory at Depth and their relationships to rock properties and fault zone structure // J. Geophys. Res. 2010. V 115. B12423. doi:10.1029/2010JB007563.
Hull J. Thickness-displacement relationships for deformation zones // J. Struct. Geology. 1988. V. 10. P. 431—435.
Kanamori H., Brodsky E. The physics of earthquakes // Rep. Prog. Phys. 2004. V. 67. P. 1429-1496.
Krantz R.W. Multiple fault sets and three-dimensional strain: theory and application // J. Struct. Geol. 1988. V. 10. P. 225-237.
Lahr J. HYPOELLIPSE Y2K: A computer program for determining local earthquake hypocentral parameters, magnitude, and first-motion pattern. U.S. Geological Survey Open-File Report 99-23, paper and on-line editions. 1999. 112 p.
Muraoka Kamata H.H. Displacement distribution along minor fault traces // J. Struct. Geol. 1983. № 5. P. 483-495.
Otsuki K. On the relationship between the width of shear zone and the displacement along fault // J. Geophys. Soc. Japan. 1978. V. 84. P. 661-669.
PeacockD.C.P., Sanderson D.J. Displacement and segment linkage and relay ramps in normal fault zones // J. Struct. Geol. 1991. V. 13. P. 721-733.
Reid H.F. The Mechanics of the Earthquake. The California Earthquake ofApril 18, 1906, Report of the State Investigation Commission. 1910. № 2. P. 16-28.
Sagy A., Brodsky E.E. Geometric and rheological asperities in an exposed fault zone // J. Geophys. Res. 2009. 114. B02301, doi:10.1029/2008JB005701.
Sibson R.S. Thickness of the Seismic Slip Zone // BSSA. 2003. V. 93. № 3. P. 1169-1178.
Shipton Z.K., Soden A.M., Kirkpatrick J.D., Bright A.M., Lunn R.J. How thick is a fault? Fault displacement-thick-ness scaling revisited // In Abercrombie, R. (Eds) Earthquakes: Radiated Energy and the Physics of Faulting. 2006. P. 193-198.
Villemin T., Angelier J., Sunwoo C. Fractal distribution of fault length and offsets: Implications of brittle deformation evaluation. The Lorraine Coal Basin. Fractals in the Earth Sciences / Ed. by Barton C. & LaPointe P. Plenum Press. 1995. P. 205-226.
Waldhauser F., Richards P.G. Reference Events for Regional Seismic Phases at IMS Stations in China // BSSA. 2004. V. 94. № 6. P. 2265-2279.
Waldhauser F., Schaff D.P. Large-scale relocation of two decades of Northern California seismicity using cross-correlation and double-difference methods // J. Geophys. Res. 2008. V. 113. B08311, doi: 10.1029/2007JB005479.
Walsh J.J., Watterson J. Distribution of cumulative displacement and of seismic slip on a single normal fault surface // J. Struct. Geol. 1987. № 9. P. 1039-1046.
Watterson J. Fault dimensions, displacements and growth // Pure & Appl. Geophys. 1986. 124. P. 366-373.
Wibberley C.A.J., Shimamoto T. Internal structure and permeability of major strike-slip fault zones: The Median Tectonic Line in Mie Prefecture, southwest Japan // J. Struct. Geol. 2003. V. 25. P. 59-78.
