CC BY
31
Модельные исследования процессов возникновения и развития деформационных структур субдукционного типа в ледовом покрове озера Байкал
С.Г. Псахье, Е.В. Шилько, С.В. Астафуров, А.В. Димаки,
В.В. Ружич1, А.Ю. Панченко
Институт физики прочности и материаловедения СО РАН, Томск, 634021, Россия 1 Институт земной коры СО РАН, Иркутск, 664033, Россия
Проводимые на протяжении ряда лет экспедиционные исследования СО РАН показали, что в качестве эффективной модельной среды для изучения геотектонических процессов может рассматриваться ледовый покров озера Байкал. Многие механизмы деформации блочного ледового покрова могут быть сопоставлены известным в геодинамике механизмам, таким как спрединг, субдукция, коллизия и др. В настоящей работе приведены результаты изучения динамических процессов образования и развития одного из указанных типов деформационных структур в ледовом покрове озера Байкал, а именно зоны поддвига, являющейся аналогом зоны субдукции. Показано, что эти процессы могут быть вызваны динамическими релаксационными явлениями, связанными с возникновением новых границ раздела (тип I), либо с активизацией уже существующих, но ранее неактивных трещин (тип II). Установлено, что динамические релаксационные явления первого типа хотя и сопровождаются большей скоростью высвобождения накопленной упругой энергии среды, однако вызывают меньшие результирующие смещения в зоне поддвига ледовых плит. Наблюдаемые различия могут быть связаны с тем, что активизация большого количества границ раздела способна вызывать существенно большие смещения в блочной среде, нежели образование новой границы. Проведенное обследование структуры контакта ледовых плит в зоне поддвига и результаты компьютерного моделирования позволили сделать вывод о том, что образование данной деформационной структуры позволяет снизить сопротивление границы раздела сжатию на порядки величины. Это дает возможность утверждать, что структуры субдукционного типа обеспечивают эффективный механизм реализации больших неупругих деформаций в квазидвумерных «плитных» средах без существенного роста напряжений.
Model study of the formation and evolution of deformation-induced structures of the subduction type in the ice cover of Lake Baikal
S.G. Psakhie, E.V Shilko, S.V. Astafurov, A.V Dimaki,
V.V. Ruzhich1, and A.Yu. Panchenko
Institute of Strength Physics and Materials Science SB RAS, Tomsk, 634021, Russia 1 Institute of the Earth’s Crust SB RAS, Irkutsk, 664033, Russia
The field study conducted at SB RAS in recent years shows that an effective model medium for the investigation of geotectonic processes can be the ice cover of Lake Baikal. Many important deformation mechanisms of the block ice cover can be compared to the mechanisms known in geodynamics, such as spreading, subduction, collision and other. The present paper contains results of studying the dynamic processes of formation and evolution of one of the above deformation-induced structures in the Baikal ice cover, namely, a subduction zone analog. It is shown that the processes are probably induced by dynamic relaxation events related either to the appearance of new interfaces (type I) or to the activation of the existing but earlier inactive cracks (type II). Although the dynamic relaxation events of the first type occur together with a high-rate release of the accumulated elastic energy of the medium, they produce slighter resultant displacements in the subduct zone. The observed differences can be due to that the activation of a large number of interfaces is able to produce more intense displacements in the block medium, rather than formation of a new interface. We have examined the structure of contact between the ice plates in the subduct zone and gained computer simulation results to conclude that the formation of the discussed deformation-induced structure reduces the compression resistance of the interface by orders of magnitude. This suggests that structures of the subduction type provide for an effective mechanism of high inelastic deformations in quasi-2D “plate” media without noticeable stress growth.
1. Введение
Вопросы, связанные с особенностями и механиз- обсуждаются достаточно широко [1-5], при этом одним
мами процессов релаксации напряжений в земной коре, из основных деформационных механизмов в блочной
© Псахье С.Г., Шилько Е.В., Астафуров С.В., Димаки А.В., Ружич В.В., Панченко А.Ю., 2008
геологической среде является относительное перемещение структурных элементов. В блочных средах, слагаемых хрупкими материалами, деформация реализуется либо путем активизации ранее неактивных трещин, разломов и других границ раздела, либо образованием новых [6-8]. Второй механизм реализуется в случае, когда релаксационные способности первого исчерпываются или оказываются недостаточными. При этом происходит активизация внутриблочных деформационных механизмов, то есть механизмов более высокого уровня. Таким механизмом может являться фрагментация высоконапряженных областей [8-10]. Очевидно, что образование/активизация границ раздела, сопровождающееся резким изменением напряженно-деформированного состояния среды, может не только приводить к интенсификации деформационных процессов на «работающих» (активных) границах, но и инициировать различные динамические явления. Триггерные эффекты такого рода могут быть ответственными за проявление различных форм деформационной активности: от сильных землетрясений до формирования коллизионных зон.
Наблюдение деформационных процессов в земной коре на больших масштабных уровнях встречается со значительными трудностями, связанными, в первую очередь, с большими характерными временными и пространственными масштабами, а также невозможностью детального исследования деформационных структур на больших глубинах. В связи с этим основные исследования проводятся на объектах меньшего масштаба, главным образом на фрагментах горных массивов. При анализе деформационных процессов и механизмов, определяющих поведение значительных фрагментов литосферы, необходимо принимать во внимание следующие особенности, отличающие ее от классических трехмерных блочных сред. Так, размеры тектонических плит в «плоскости залегания» значительно превосходят их толщину, что дает основания рассматривать их как относительно тонкие пластины. Кроме того, важной особенностью литосферы является наличие более плотной и вязкой подложки с низким сопротивлением сдвигу. Это позволяет рассматривать литосферу как представителя специфического подкласса блочных сред, который можно назвать панцирным или что более корректно — плитным. Отметим, что указанные особенности структуры и граничных условий определяют и специфику ряда деформационных механизмов, среди которых можно отметить зоны спрединга, коллизии и субдукции/обдук-ции. Их особенностью является фактическое удаление материала из зоны контакта плит либо наоборот — его поступление.
В связи с вышесказанным перспективным для исследования геосред является использование модельных сред/систем, характеризующихся указанными особенностями. Такие модельные системы должны удовлетво-
рять требованиям подобия земной коре, по крайней мере с точки зрения реологии, блочного (плитного) строения и динамики поведения. Как отмечалось в работах [11, 12], в качестве модельной плитной среды может рассматриваться иерархически-организованный ледовый покров озера Байкал, который состоит из блоков разного размера. Границами раздела блоков являются трещины различного масштаба. При этом к макроскопическим можно отнести наиболее протяженные трещины, длина которых сопоставима с шириной Байкала (такие трещины специалисты-лимнологи называют становыми [13, 14]). Они играют роль, во многом аналогичную зонам межплитных тектонических разломов в литосфере. Трещины меньшего ранга (протяженности) обеспечивают деформационную способность ледового покрова на более низких масштабах. Важными факторами, обеспечивающими подобие ледового покрова озера Байкал и фрагментов литосферы, являются также реология льда, характер изменения температуры и механических свойств по толщине ледовой коры, наличие жидкой и более плотной подложки, стесненные граничные условия и т.д. Следует отметить, что напряженно-деформированное состояние ледового покрова оз. Байкал, как и земной коры, является крайне сложным и неоднородным и может включать в себя элементы растяжения, сжатия, сдвига и изгиба.
Указанные факторы обеспечивают подобие не только структуры, но и механического отклика ледового покрова на внешние воздействия. В частности, как установлено в ходе экспедиций, организованных СО РАН в 2005-2007 гг., на границах раздела структурных элементов блочного ледового покрова происходят постоянные относительные перемещения ледовых пластин, имеющие квазипериодический знакопеременный характер. При этом хорошо выделяются две составляющие знакопеременных деформационных процессов на границе раздела: короткопериодные «колебания», связанные с суточными изменениями погодных условий, и длиннопериодные, характерные времена которых могут меняться в широком диапазоне в зависимости от напряженно-деформированного состояния конкретного участка блочного ледового массива. Следует также отметить, что вертикальные смещения ледовых плит являются значительными и достаточно хорошо коррелируют с их активностью в горизонтальном направлении. Указанные явления во многом аналогичны сложным деформационным явлениям, происходящим в блочной геофизической среде, в частности хорошо известным эффектам знакопеременных относительных перемещений блоков горной породы после изменения напряженного состояния массива, маятниковым волнам и т.д. [15-18].
Следствием общности основных закономерностей поведения ледового покрова и фрагментов земной коры является и общность многих деформационных струк-
тур, возникающих в этих системах. В частности, как следует из [11], ряду механизмов деформации разл омно-блокового ледового покрова озера Байкал могут быть поставлены в соответствие известные в геодинамике механизмы, такие как спрединг, субдукция, пул-апарт и другие [19-22]. Как показывают наблюдения, формирование указанных структур в ледовом покрове носит динамический характер и может сопровождаться значительными «сейсмическими» колебаниями. Дальнейшее развитие таких деформационных структур представляет собой чередование медленных процессов и кратковременных динамических событий. Оба процесса представляют значительный интерес с точки зрения их использования при анализе явлений, происходящих в литосфере. Поэтому настоящая работа посвящена анализу результатов изучения динамических процессов образования и развития одного из указанных типов деформационных структур в ледовом покрове озера Байкал, а именно зоны поддвига одной ледовой пластины под другую, что можно рассматривать как аналог зоны субдукции в земной коре.
2. Результаты мониторинга смещений
Исследования проводились в марте 2007 г. в южной части озера Байкал на границе раздела ледовых пластин, представляющей собой мощную становую трещину, распространяющуюся от юго-западного побережья (мыс Лиственничный) на юго-восток в направлении поселка Танхой (рис. 1). Следует отметить, что указанная граница является «стационарной», то есть ежегодно возникает приблизительно в одном и том же месте. Причиной этого, по-видимому, является влияние неровностей рельефа прибрежной зоны и очертаний береговой линии озера. Отметим также, что обследование юго-западной части озера показало необычно малое количество становых трещин вследствие необычно теплой погоды в январе-феврале, способствующей медленному становлению ледового покрова. Это свидетельствовало о высоком уровне внутренних напряжений в данном фрагменте ледового покрова, а также о том, что процессы фрагментации и образования различных деформационных структур на данном участке должны происходить достаточно интенсивно. Указанные особенности и обусловили выбор данного района для изучения.
Был обследован участок становой трещины длиной ~ 15 км. Детальное изучение структуры участка показало, что он представляет собой цепочку кулисообразных трещин, работающих как единая граница раздела под углом ~40 ° к широтной линии. При этом каждая последующая (то есть более удаленная от берега) кулисная трещина располагалась восточнее предыдущей. Интересно отметить, что трещины оканчивались достаточно «резко», при этом следы активных деформационных
Рис. 1. Составленная по данным GPS-измерений карта-схема участка активной границы раздела, на котором осуществлялся инструментальный мониторинг относительных смещений по границе раздела ледовых плит. Сплошные линии — линии кулисообразных трещин; штрихованные линии — направления дальнейшего распространения трещин; ТР1-ТР3 — места установки тросовых датчиков смещений; PG1, PG2 — места установки датчиков микросмещений Penny & Giles; L1-L6 — места установки измерительных точек для лазерных дальномеров; О — место расположения базового лагеря и GPS-приемника TRIMBLE 4700
процессов (например выдавленная корка молодого льда) исчезали в пределах нескольких десятков метров. Расстояние между краями соседних трещин составляло 80150 м. Как правило, от края одной трещины в сторону соседней уходили замерзшие или несквозные трещины.
Для измерения смещений по трещинам, составляющим изучаемую границу раздела, была развернута сеть узлов, оборудованных автономными регистраторами смещений и лазерными дальномерами. Использовались разработанная в Институте физики прочности и материаловедения СО РАН распределенная система мониторинга смещений в геологических блочных средах СДВИГ-4МР и лазерные дальномеры LeicaDisto (места расположения измерительных точек показаны на рис. 1), а также GPS-приемник типа TRIMBLE 4700 для оценки абсолютных смещений одной из ледовых пластин (восточной плиты на рис. 1).
В ходе исследований, проводимых во время экспедиции СО РАН 2007 г., были зарегистрированы и детально проанализированы три динамических события, связанных с конвергенцией ледовых пластин на изучаемой границе раздела (далее данные события именуются ледовыми ударами). Все три события представляли собой различные этапы образования и развития одного
03.03 04.03 05.03 06.03 07.03 03.03 04.03 05.03 06.03 07.03
Рис. 2. Кривые относительных нормальных (а), сдвиговых (б) смещений ледовых плит, зарегистрированных измерительным узлом ТР1 в период с 3 по 8 марта 2007 г. Рост смещений соответствует растяжению (а), правостороннему сдвигу (б). Римскими цифрами обозначены периоды высокой деформационной активности (I) и затишья (II). Стрелками отмечены моменты начала ледового удара 8 марта 2007 г. (~00:06)
из указанных выше типов деформационных структур, характерных для плитных сред, а именно поддвига одной ледовой пластины под другую (аналога субдукции). Формирование зоны поддвига как деформационного механизма началось в ходе первого ледового удара (в ночь с7 на 8 марта 2007 г.). Его дальнейшее развитие происходило путем чередования медленных процессов и кратковременных динамических событий, которые наблюдались 12 и 22 марта 2007 г. (отметим, что все три динамических события сопровождались значительными сейсмическими эффектами, регистрируемыми береговыми сейсмостанциями). Анализ относительных перемещений взаимодействующих ледовых пластин показал, что указанные этапы характеризуются рядом общих черт.
Так, во всех случаях ледовому удару предшествовало резкое изменение режима и направления «медленных» деформационных процессов на границе раздела.
В качестве примера на рис. 2 приведены кривые относительных нормальных и сдвиговых смещений на одном из участков изучаемой границы раздела в период, предшествующий первому ледовому удару (8 марта 2007 г.). Можно видеть, что в период с 3 по 6 марта 2007 г. (рис. 2, участок I) доминировало расхождение ледовых пластин, сопровождающееся ярко выраженным суточным ходом. При этом основные смещения реализуются в дневное время (рис. 2, наклонные сегменты кривых), в ночное же время интенсивность деформационных процессов резко снижается (горизонтальные участки на кривых смещений). Измерения показали, что, начиная с 3 марта, скорость смещений снижалась и к 6 марта 2007 г. упала практически до нуля, после чего наступил достаточно продолжительный период затишья (рис. 2, участок II). В течение периода затишья амплитуда суточных смещений на различных участках границы раздела не превышала нескольких см/сут, причем в целом имел место обратный тренд. Аналогичные закономерности были зарегистрированы большинством измерительных узлов как перед первым ледовым уда-
ром, так и перед последующими. Очевидно, описанное явление связано с исчерпанием релаксационной способности медленных относительных перемещений ледовых плит и, как следствие, быстрым возрастанием внутренних напряжений в монолитном ледовом массиве. По-видимому, резкое снижение скоростей (а в ряде случаев и изменение тренда) деформационных процессов на активных границах раздела на этапе, предшествующем динамическим событиям, является общей закономерностью для сред с блочной структурой и связано с активизацией релаксационных механизмов более высокого уровня. Следует отметить, что интенсивность «медленных» смещений в ледовом покрове и продолжительность стадии затишья определяются рядом факторов, среди которых важную роль играют характеристики блочной структуры, особенности напряженно-деформированного состояния фрагментов, направление подледных течений, температурный режим, солнечная активность, ветровая нагрузка и т.д.
Проведенные GPS-измерения позволили детально проанализировать особенности описанного изменения деформационной активности на границе раздела. Так, деформационные процессы на участке I (рис. 2) связаны, главным образом, с движением западной ледовой плиты (рис. 1) в юго-западном направлении. При этом характерная скорость смещения восточной плиты была на порядок величины ниже. На стадии «затишья» (рис. 2, участок II) восточная плита двигалась согласованно с западной. При этом скорость и направление коллективного движения практически не изменились в сравнении с предшествующим периодом. Очевидно, что вовлечение восточной пластины в активные деформационные процессы свидетельствует об изменении напряженно-деформированного состояния ледового массива вдали от береговой линии. Отметим, что «медленные» перемещения восточной и западной плит, предшествующие последующим ледовым ударам (12 и 22 марта 2007 г.), характеризовались аналогичными закономерностями.
07.03.2007 07.03.2007
Рис. 3. Кривые нормальных (а) и сдвиговых (б) смещений, зарегистрированные измерительным узлом ТР1 в течение 2 ч, предшествующих ледовому удару 8 марта 2007 г. Рост смещений соответствует растяжению (а), правостороннему сдвигу (б). Стрелками отмечен момент ледового удара 8 марта (00:06)
Полученные данные свидетельствуют о росте напряжений в основном ледовом массиве на стадии «затишья». Как отмечалось во введении, дальнейшая релаксация напряжений может идти путем динамической фрагментации ледового массива. Подобные явления способны приводить к возникновению на существующих границах раздела в ледовом покрове (в том числе на изучаемой) динамических событий триггерного типа.
Другой общей чертой всех зарегистрированных динамических событий являлось наличие «краткосрочных» деформационных предвестников, которые проявлялись в виде заметного изменения скоростей относительных нормальных и тангенциальных смещений по изучаемой границе раздела. Это хорошо видно из рис. 3, где приведены смещения в течение 2 ч, предшествующих ледовому удару в ночь с 7 на 8 марта 2007 г. Можно видеть, что имело место ускорение смещений, характерная скорость которых к моменту ледового удара достигла 9 см/ч в нормальном и 3.5 см/ч в тангенциальном направлениях. Аналогичные эффекты регистрировались на различных участках исследуемых трещин. Как видно из рис. 3, общее изменение скоростей «медленных» смещений может сопровождаться низкоамплитудными динамическими подвижками (которые проявляются в виде небольших почти вертикальных «ступе-
нек»). Мониторинг показал, что данные подвижки носят локальный характер, то есть обусловлены особенностями локального напряженно-деформированного состояния и структурой границы раздела.
Все три зарегистрированных ледовых удара происходили путем динамического сжатия (конвергенции) ледовых плит на границе раздела, сопровождаемого и заметными тангенциальными смещениями. В качестве примера на рис. 4 приведены типичные кривые относительных нормальных и сдвиговых смещений на одном из участков наблюдаемой границы в ходе первого ледового удара (8 марта 2007 г.). Хорошо видно, что смещения носили динамический характер. Через небольшой промежуток времени (10-30 с) за основной подвижкой следовали одно или несколько «колебаний» с амплитудой, достигающей несколько сантиметров, и периодом около 30 с. Амплитуда и период колебания позволяют говорить о том, что имело место массовое колебательное движение ледовых блоков, а не распространение упругой волны. Очевидно, что подобные движения имеют релаксационную природу и согласуются с хорошо известным явлением знакопеременных относительных перемещений блоков горной породы после изменения напряженного состояния горного массива [15, 16]. Отметим, что аналогичные закономерности динамических
08.03.2007 08.03.2007
Рис. 4. Кривые нормальных (а) и сдвиговых (б) смещений по изучаемой границе раздела, зарегистрированных измерительным узлом ТР2 во время ледового удара 8 марта 2007 г. Рост смещений соответствует растяжению (а), левостороннему сдвигу (б). Отмеченное релаксационное колебательное движение блоков длилось 28 с (с 00:06:25 до 00:06:53)
07.03.2007 07.03.2007
Рис. 5. Кривые нормальных (а) и сдвиговых (б) смещений по изучаемой границе раздела, зарегистрированных измерительным узлом ТР2 7 марта 2007 г. во время предваряющего ледового удара (20:02). Рост смещений соответствует растяжению (а), левостороннему сдвигу (б). Стрелками отмечен момент начала форшоковых смещений
процессов на изучаемой границе раздела были характерны и для последующих ледовых ударов (12 и 22 марта 2007 г.).
Согласно оценкам, проведенным на основании показаний датчиков перемещений и визуальных наблюдений, во всех трех случаях (8, 12 и 22 марта 2007 г.) фронт динамических смещений распространялся со стороны озера к береговой линии со скоростью, составляющей сотни метров в секунду. Величина динамического сжатия на границе раздела в ходе ледовых ударов составляла многие десятки сантиметров, причем амплитуда перемещения западной плиты в несколько раз превышала амплитуду перемещения восточной. Динамические нормальные и сдвиговые смещения были направлены в противоположную сторону по отношению к плавным смещениям в предшествующий период медленных деформационных процессов (что можно видеть, в частности, из рис. 2 и 4). Как показывает анализ совокупности данных, наиболее вероятной причиной конвергенции на изучаемой границе раздела является динамическая фрагментация ледового покрова в юго-западной части озера Байкал. В результате этого произошла динамическая подвижка ледовых плит (преимущественно западной) возвратного характера. При этом исследуемая граница раздела выступила в качестве своеобразного демпфера, эффективно диссипировавшего часть выделившейся механической энергии среды.
Несмотря на ряд общих закономерностей, присущих трем иследованным динамическим явлениям, ледовый удар 8 марта 2007 г. характеризуется некоторыми важными отличиями от последующих событий 12 и 22 марта.
Так, ледовый удар 8 марта имел «классическую» для землетрясений последовательность событий: форшок, основной удар (рис. 4) и последовавший вскоре после этого сильный афтершок.
Форшок, произошедший за 4 ч до основной динамической подвижки (7 марта 2007 г. в 20:02), хотя и ощущался как покачивание ледового покрова и гул, длящийся несколько секунд, но не сопровождался заметными сжимающими смещениями по границе раздела. Все измерительные точки зарегистрировали сжатие и сдвиг, амплитуда которых не превышала нескольких десятых миллиметра. При этом на некоторых участках смещения не имели ярко выраженного динамического характера (их длительность могла достигать 30 с, рис. 5).
Афтершок ледового удара 8 марта 2007 г. имел аккомодационный характер и определялся значительно меньшими сжимающими и сдвиговыми смещениями, нежели основное событие (рис. 4 и 6). Характерная скорость смещений на этой стадии была в 5-10 раз ниже, чем в ходе основного удара. Следует отметить, что между основной и афтершоковой подвижками имел
08.03.2007 08.03.2007
Рис. 6. Кривые нормальных (а) и сдвиговых (б) смещений по изучаемой границе раздела, зарегистрированных измерительным узлом ТР2 во время повторной (афтершоковой) подвижки 8 марта 2007 г. (~00:18). Рост смещений соответствует растяжению (а), левостороннему сдвигу (б)
место кратковременный период продолжительностью ~11 мин, характеризующийся плавными смещениями малой величины (рис. 6).
Динамические события 12 и 22 марта 2007 г. фор-шоком и афтершоком не сопровождались.
Другие отличия ледового удара 8 марта от последующих динамических событий носят количественный характер:
1. Событие 8 марта характеризовалось более высокой (почти в 3 раза) скоростью распространения фронта динамических смещений вдоль изучаемой границы раздела (600-1000 м/с — 8 марта 2007 г. и 250-300 м/с — 12 и 22 марта 2007 г.).
2. Скорость самих динамических смещений в ходе события 8 марта 2007 г. (5-10 м/с) была в 2-4 раза выше, чем при последующих событиях.
3. Величины конвергенции ледовых плит в результате основного события 8 марта 2007 г. были в 1.52 раза меньшими, чем 12 и 22 марта 2007 г. (0.5-0.7 м — 8 марта и ~1 м — 12и 22 марта 2007 г.).
Указанные различия, очевидно, свидетельствуют о том, что механизмы возникновения первого и последующих динамических событий были различными.
3. Анализ результатов мониторинга
Все три зарегистрированных в 2007 г. ледовых удара (8, 12 и 22 марта) представляли собой динамическую конвергенцию (столкновение) ледовых пластин, сопровождающуюся образованием (8 марта) и последующим развитием зоны поддвига на изучаемой границе раздела. Как отмечалось выше, причиной данных событий являлось резкое изменение напряженно-деформированного состояния в результате динамических процессов фрагментации основного ледового массива. Хорошо известно, что в блочных средах, слагаемых хрупкими материалами, фрагментация может осуществляться реализацией динамических событий, по крайней мере, двух типов. Первый из них (тип I) связан с вовлечением релаксационных механизмов более высокого уровня, обусловленных динамическим образованием новых границ раздела (фрагментация блоков), второй (тип II) связан с активизацией уже существующих трещин. Очевидно, что динамическое образование/активизация границ раздела сопровождается резким изменением напряженно-деформированного состояния среды и тем самым может инициировать различные динамические явления на «работающих» (активных) границах. Указанные в предыдущем разделе особенности ледового удара 8 марта 2007 г. дают основания полагать, что он был инициирован триггерным динамическим воздействием при формировании новой границы раздела в основном ледовом массиве (динамическое событие типа I). Об этом говорит более высокая (по сравнению с типом II) скорость высвобождения запасенной упругой энергии среды, следствием чего явились большие значе-
ния скоростей динамических смещений на границе раздела, а также скорости распространения фронта динамической подвижки. Последующие ледовые удары (12 и 22 марта 2007 г.), по-видимому, были вызваны удаленными динамическими событиями типа II.
Описанные различия механизмов возникновения ледовых ударов объясняют и существенные различия величины результирующих смещений в зонах поддвига (~0.5 м в результате ледового удара 8 марта 2007 г. и в 1.5-2 раза большие значения в ходе последующих динамических событий). Очевидно, что активизация большого количества границ раздела (тип II динамических процессов фрагментации) хотя и характеризуется меньшей скоростью высвобождения «избыточной» упругой энергии среды, однако способна вызывать существенно большие результирующие смещения, нежели образование новой, пусть и достаточно протяженной, границы.
Различие триггерных механизмов возникновения ледовых ударов позволяет по-новому взглянуть и на мощный афтершок вскоре после основного события 8 марта 2007 г. Поскольку характерные скорости динамических смещений в ходе афтершока были в 5-10 раз ниже соответствующих значений в ходе основного события, это дает основания предполагать, что причиной афтершока могла быть активизация одной из существующих, но ранее неактивных трещин. В этом случае причинно-следственная связь афтершока и основного события заключается в резком изменении напряженно-деформированного состояния среды, вызвавшем значительный рост напряжений в некоторой области среды, содержащей данную границу раздела, и последующую активизацию этой границы. Данное заключение объясняет и значительно меньшую величину динамических смещений при афтершоке в сравнении с «основным» динамическим событием.
При анализе процессов подготовки и прохождения ледовых ударов можно выделить и некоторые другие закономерности, которые могут представлять интерес при сопоставлении с таким явлением, как землетрясение.
Как отмечалось в разделе 2, во всех случаях ледовому удару предшествовало резкое изменение режима и направления «медленных» деформационных процессов на изучаемой границе раздела (рис. 2, участок II). Очевидно, описанное явление связано с исчерпанием релаксационной способности механизма, связанного с медленными относительными перемещениями ледовых плит и, как следствие, быстрым возрастанием внутренних напряжений в монолитном ледовом массиве. При этом в соответствии с концепцией структурных уровней деформации твердого тела [9, 10, 23] достижение некоторого порогового уровня напряжений в системе приводит к активизации релаксационных механизмов более высокого уровня, связанных с фрагментацией. По-видимому, резкое снижение скоростей (а в
ряде случаев и изменение тренда) деформационных процессов на активных границах раздела на этапе, предшествующем динамическим событиям, является общей закономерностью для сред с блочной структурой. Отметим, что интенсивность «медленных» смещений в ледовом покрове и продолжительность стадии «затишья» определяются рядом факторов, среди которых важную роль играют характеристики блочной структуры, особенности напряженно-деформированного состояния фрагментов, погодные условия, скорость и направление подледных течений и т.д.
Другой общей чертой зарегистрированных динамических событий являлось наличие деформационных предвестников. Они проявлялись в виде заметного изменения скоростей относительных нормальных и тангенциальных смещений ледовых плит по изучаемой границе раздела и непосредственно предшествовали динамическим событиям. Очевидно, что указанные особенности деформационного режима можно рассматривать как некоторые аналоги хорошо известных деформационных предвестников землетрясений (аномальные наклоны поверхности, смена знака деформаций и т.д. [24]). В то же время, как указывается в литературе, такие предвестники землетрясения не являются надежными, поскольку могут быть связаны с локальными особенностями деформационного режима. Кроме того, подобные (краткосрочные) предвестники могут наблюдаться и на большом удалении от эпицентра будущего землетрясения, что снижает их прогностическую ценность. Тем не менее, сам факт резкой активизации смещений на отдельных участках границ раздела на фоне общего «затишья» может свидетельствовать о близости напряженного состояния некоторых фрагментов блочной среды к предельному состоянию, соответствующему порогу активизации релаксационных механизмов более высокого уровня (фрагментации среды). При этом для определения конкретного типа механизма фрагментации необходим анализ различных аспектов поведения изучаемой блочной системы.
4. Изучение структуры ледовых аналогов зон субдукции
Как показывают результаты визуального обследования, в процессе формирования зоны поддвига имеет место значительный изгиб ледовых плит вблизи границы раздела, что приводит к фрагментации пододвигающейся плиты и погружению образующихся краевых фрагментов под противоположный край (рис. 7). При их полном погружении происходит повторная фрагментация пододвигающейся плиты и т.д. Очевидно, что подобная схема развития ледовых зон субдукции является эффективным механизмом релаксации напряжений и позволяет достигать практически неограничен-
Рис. 7. Надводная часть одного из участков зоны поддвига ледовых плит, образовавшейся на изучаемой границе раздела: 1 — погруженный фрагмент; 2 — граница раздела
ных относительных перемещений блоков без существенного возрастания упругой энергии среды.
Характер изменения локального напряженного состояния в процессе развития зоны поддвига во многом определяется не только размерами пододвигающихся фрагментов, но и структурой области их контакта с краевым участком надвигающейся плиты. В связи с этим принципиально важная информация была получена в результате подводного исследования этой деформационной структуры. В частности, установлено, что контактное взаимодействие пододвигающейся и надвигающейся плит осуществляется не по всей поверхности раздела, но в достаточно редко расположенных пятнах контакта (рис. 8). Это позволяет провести аналогию с классическими парами трения, где взаимодействие тел также сконцентрировано в пятнах контакта, площадь которых на несколько порядков величины меньше номинальной площади поверхности контакта [25, 26]. При этом сила сопротивления относительному перемещению тел определяется процессами роста и разрушения этих пятен, а также сцеплением поверхностных слоев
Рис. 8. Подводная фотография одного из участков зоны поддвига, содержащего «пятно контакта». Вид вкрест линии изучаемой границы раздела
Рис. 9. Схематическое изображение структуры моделируемого образца и граничных условий. Серым цветом залита часть пространства, заполненная водой
контактирующих тел. По-видимому, во многом аналогичные процессы определяют величину силы трения и в зонах поддвига ледовых плит.
Вывод о значительном снижении силы сопротивления сжатию в результате формирования на границе раздела деформационных структур субдукционного типа хорошо иллюстрируется результатами компьютерного моделирования динамической конвергенции ледовых пластин с использованием метода подвижных клеточных автоматов [27]. Данная задача решалась в двумерной постановке в приближении, аналогичном приближению плосконапряженного состояния. Влияние жидкой подложки на ледовые пластины учитывалось неявно путем приложения к поверхностным рядам элементов, находящихся ниже поверхности воды, дополнительных сил, моделирующих Архимедову силу и силу лобового сопротивления воды. Пластины находились в поле силы тяжести. На рис. 9 приведено схематическое изображение моделируемой системы, имитирующей участок ледового покрова вблизи становой трещины. Участок представляет собой две ледовые плиты длиной 30 м и толщиной 0.7 м, соединенные тонкой перемычкой молодого льда. При определении функций отклика клеточных автоматов ледовых пластин использовались данные натурных измерений распределения температуры по толщине и известные зависимости прочностных и деформационных характеристик пресноводного льда от температуры [28].
Упругие и диссипативные характеристики основной части ледовых плит учитывались неявно заданием дополнительных сил, приложенных к внешним боковым границам ледовых блоков (рис. 9):
^Ьс
[ ЕУс = —Ку (у - у о) Уу.
Здесь и — горизонтальная и вертикальная компоненты внешней силы; х — х0 и у — у0 — соответствующие компоненты вектора смещения боковой границы от начального положения; Ух и ¥у — компоненты скорости смещения на боковой границе; Кх и К у — коэффициенты жесткости ледовой плиты при ее деформировании в горизонтальном и вертикальном направлениях соответственно; ^ — коэффициент вязкости. Значения Кх и К у определялись как значения жесткости ледовой плиты длиной 1 км при ее сжатии и изги-
-Кх(х — Хо)-^Ух,
бе в поле действия силы тяжести, а величина ^ выбиралась таким образом, чтобы обеспечить диссипативную способность боковой границы, равную диссипативной способности имитируемой ледовой плиты.
Динамическое столкновение пластин моделировалось приложением к внешней границе правого блока постоянной скорости у1оай. Рассматривались различные значения у1оай от 5 до 100 см/с.
Результаты моделирования показали, что величина удельной силы сопротивления конвергенции ледовых пластин является относительно небольшой даже на начальном этапе столкновения краев трещины и не превышает характерной величины предела текучести льда при сжатии (рис. 10). Это связано с локализацией напряжений в узкой области, окружающей границы раздела, что приводит к быстрому опусканию одного из краев (рис. 10, участок I, и рис. 11, а) и пододвиганию его под противоположный край (рис. 10, участок II, и рис. 11, б). На определенном этапе происходит фрагментация пододвигающейся плиты (на рис. 10 этот момент отмечен стрелкой), и в дальнейшем развитие зоны поддвига связано с проскальзыванием образовавшегося фрагмента. Можно видеть, что формирование зоны поддвига как деформационной структуры (на стадии II) приводит к снижению силы сопротивления деформированию на порядок величины. При этом абсолютное значение силы становится крайне незначительным (в данном примере ~0.02 МПа) и значительно меньшим характерной величины предела текучести льда. В процессе развития зоны поддвига величина силы сопротив-
Рис. 10. Зависимость удельной силы сопротивления движению внешнего края правой плиты (рис. 9, 11) от времени в ходе формирования зоны поддвига ледовых плит (Ух1оай = 1м/с). Стрелка указывает момент откалывания краевого фрагмента от пододвигающейся плиты
Рис. 11. Структура области контакта ледовых пластин в процессе их динамической коллизии на участках I (а) и II (б) диаграммы нагружения (рис. 10). На рисунках приведена система межавтоматных связей. Точками отмечены центры масс подвижных клеточных автоматов. Линии, соединяющие центры масс, отмечают связанные пары автоматов
ления меняется сложным образом, но в целом не возрастает. Таким образом, здесь основные процессы деформирования и разрушения локализуются в узкой зоне контакта пододвигающегося и надвигающегося структурных элементов. В то же время, основная часть ледовой системы остается практически ненапряженной.
Как можно видеть из рис. 10, 11, в результате образования зоны поддвига принципиально меняется отклик границы раздела ледовых плит. В частности, величина силы сопротивления сжатию снижается на порядки, что может значительно менять кинематику блочной системы в целом. Как кинематический элемент зона поддвига может эффективно реализовать практически неограниченные относительные перемещения взаимодействующих блоков как при «медленных» деформационных процессах, так и в ходе динамических событий различного типа. В частности, как показали результаты мониторинга 2006-2007 гг., величина конвергенции ледовых плит в зонах поддвига может составлять десятки метров, при этом деформации самих плит являются незначительными.
5. Заключение
Проведенные исследования подтвердили вывод, сделанный в работе [11], о том, что ледовый покров озера Байкал является уникальной системой для изучения деформационных механизмов в специфических блочных средах, покоящихся на жидкоподобном и более плотном основаниях. Деформационные процессы в таких системах могут протекать в двух основных режимах: «медленном» и динамическом. Первый из них обусловлен относительно медленными перемещениями блоков по активным границам раздела. Изменение конфигурации блочной системы в ходе медленных деформационных процессов, а также изменение граничных условий может приводить к исчерпанию релаксационной способности данного механизма. Это приводит к накоплению упругой энергии в среде и, как следствие, реализации динамического режима релаксации, который связан с деформационными механизмами более высокого уровня.
Как показали результаты исследований, можно выделить два типа динамических релаксационных событий в средах с блочной структурой. Первый тип связан с возникновением новых границ раздела, то есть фрагментацией блоков, и характеризуется высокой скоростью высвобождения упругой энергии среды. Второй тип связан с активизацией уже существующих, но ранее неактивных трещин. Динамические события второго типа хотя и характеризуются меньшей скоростью высвобождения упругой энергии, однако способны вызывать большие результирующие смещения структурных элементов блочной среды.
В ходе экспедиционных исследований 2007 г. установлено, что описанные динамические события могут приводить к образованию специфических деформационных структур — зон поддвига ледовых плит, аналогичных зонам субдукции в земной коре. Последующее функционирование и развитие таких структур осуществляется как в ходе «медленных» деформационных процессов в блочной среде, так и в динамическом режиме.
Результаты мониторинга и численного моделирования показали, что в плитных средах возможна реализация специфического механизма деформации — субдукции. По существу функционирование деформационных структур субдукционного типа обеспечивает эффективную релаксацию напряжений путем фактического удаления материала из «плоскости деформирования». Таким образом, в квазидвумерных блочных (плитных) средах, подобных ледовому покрову или земной коре, деформационные структуры типа субдукции обеспечивают эффективный механизм реализации больших неупругих деформаций без существенного роста напряжений.
Исследования выполнены в рамках интеграционного проекта СО РАН № 27, а также при частичной финансовой поддержке гранта РФФИ N° 06-05-64792-а и гранта конкурса экспедиционных работ СО РАН 2007 г.
Авторы выражают благодарность ак. Н.Л. Добрецо-ву за инициирование данных исследований, полезные обсуждения, рекомендации и замечания.
Авторы также благодарят сотрудников Лимнологического института СО РАН (г. Иркутск) к.гн. Н.Г. Гранина и к.г.н. Р.Ю. Гнатовского за помощь в организации и проведении исследований, а также сотрудников Института нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН (г Новосибирск) д.ф.-м.н. В.Ю. Тимофеева и аспиранта Д.Г Ардюкова за проведение GPS-мониторинга смещений ледовых плит.
Литература
1. Голъдин С.В. Макро- и мезоструктуры очаговой области землетрясения // Физ. мезомех. - 2005. - Т. 8. - № 1. - С. 5-14.
2. Голъдин С.В. Дилатансия, переупаковка и землетрясения // Физика
Земли. - 2004. - Т. 40. - № 10. - С. 37-54.
3. Kenner S.J., Segall P A mechanical model for intraplate earthquakes: Application to the new Madrid seismic zone // Science. - 2000. -V. 289. - No. 5488. - P. 2329-2332.
4. PollitzF.F. Gravitational viscoelastic postseismic relaxation on a layered
spherical Earth // J. Geophys. Res. - 1997. - V. 102. - No. B8. -P. 17921-17942.
5. Psakhie S.G., Ruzhich V.V., Shilko E.V. et al. A new way to manage displacements in zones of active faults // Tribology International. -2007. - V. 40. - No. 6. - P. 995-1003.
6. HattoriI., YamamotoH. Rock fragmentation and particle size in crushed
zones by faulting // J. Geology. - 1999. - V 107. - No. 2. - P. 209-222.
7. Голъдин С.В. Деструкция литосферы и физическая мезомеханика // Физ. мезомех. - 2002. - Т. 5. - № 5. - С. 5-22.
8. Николаевский В.Н. Трещиноватость земной коры как ее генетичес-
кий признак // Геология и геофизика. - 2006. - Т. 47. - № 5. -С. 646-656.
9. Панин В.Е., Гриняев Ю.В., Псахъе С.Г. Физическая мезомеханика: достижения за два десятилетия развития, проблемы и перспективы // Физ. мезомех. - 2004. - Т. 7. - Спец. выпуск. - Часть 1. -С. I25-I40.
10. Физическая мезомеханика и компьютерное конструирование материалов / Под ред. В.Е. Панина. - Новосибирск: Наука, 1995. -Т. 1. - 298 с., Т. 2. - 320 с.
11. Добрецов Н.Л., Псахъе С.Г., Ружич В.В. и др. Ледовый покров озера Байкал как модельная среда для изучения тектонических процессов в земной коре // ДАН. - 2007. - Т. 412. - № 5. - С. 656660.
12. Псахъе С.Г., Ружич В.В., Шилъко Е.В. и др. О влиянии состояния границ раздела на характер локальных смещений в разломно-блоковых и интерфейсных средах // Письма в ЖТФ. - 2005. -Т.31. - Вып. 16. - С. 80-87.
13. ЦурикювB-Л. Шблюдения над ледяным покровом Южного Байкала // Труды Байкальской лимнологической станции. Т. IX. - М.-Л.: Изд-во AH CCCP, 1939. - C. 23-43.
14. Coкoльнuкoв B.M. Бертикальные и горизонтальные смещения и деформации сплошного ледяного покрова Байкала // Труды Байкальской лимнологической станции. Т. XVIII. - М.-Л.: Изд-во AH CCCP, 19б0. - C. 291-350.
15. ^рленя M.B., Aдyшкuн B.B., Гиртв B.B., Onapu B.H., Peвyжeн-^ A-Ф., Cnuвaк A.A. Знакопеременная реакция горных пород на динамическое воздействие // ДAH. - 1992. - Т. 323. - № 2. -C. 2б3-2б5.
16. P-ужичB.B., TpycкoвB.A., ЧернымE.H., Cмeкaлuн O-П. ^временные движения в зонах разломов Прибайкалья и механизмы их инициирования // Геология и геофизика. - 1999. - Т. 40. - № 3. -
C. 3б0-372.
17. K-урлєня M.B., Onapu B.H., Bocmpuкoв BM. Boлны маятникового типа. Ч. I: ^стояние вопроса и измерительно-вычислительный комплекс // ФТОТПИ. - 199б. - № 3. - C. 3-8.
18. Kyрленя M.B., Onapu B.H., Bocmpuкoв BM. Boлны маятникового типа. Ч. III: Данные натурных измерений // ФТОТПИ. - 199б. -№ 5. - C. 3-27.
19. Small Ch., Sandwell D.T. Imaging mid-oceanic ridge transition with satellite gravity // Geology. - 1994. - V. 22. - No. 2. - P. 123-12б.
20. Scotese C.R., Rowley D.B. The orthogonality of subduction: An empirical rule? // Tectonophysics. - 1985. - V. 11б. - Nos. 1-2. -P. 173-187.
21. Whitaker A., Bott M.H.P, Waghorn G.D. Stress and plate boundary forces associated with subduction plate margins // J. Geophys. Res. B. - 1992. - V. 97. - No. 8. - P. 11933-11944.
22. Ten Brink U.S., Ben-Avraham Z. The anatomy of pull-apart basin: Seismic reflection observations of the Dead Sea Basin // Tectonics. -1993. - V. 12. - No. 5. - P. 333-350.
23. Пнин B.E., Лuxaчeв B.A., Гриняев Ю-B. и др. Отруктурные уровни деформации твердых тел. - ^восибирск: Шука, 1985. - 229 с.
24. Kuccин И.Г. Землетрясения и подземные воды. - М.: ^ука, 1982.- 17б с.
25. Persson B.N.J., BucherF., Chiaia B. Elastic contact between randomly rough surfaces: comparison of theory with numerical results // Phys. Rev. B. - 2001. - V. б5. - No. 18. - P. 18410б-1-18410б-7.
26. Bucher F., Theiler A., Knothe K. Normal and tangential contact problem of surfaces with measured roughness // Wear. - 2002. -V. 253. - Nos. 1-2. - P. 204-218.
27. Пcaxъe C.Г., Дмumpueв A.K, Шилът E.B., Cмoлuн A.Ю., Kopocme-лев C-Ю. Метод подвижных клеточных автоматов как новое направление дискретной вычислительной механики. I. Теоретическое описание // Физ. мезомех. - 2000. - Т. 3. - № 2. - C. 5-15.
28. ШaвлoвA.B. Лед при структурных превращениях. - ^^сибирск: Шука, 199б. - 188 с.
Поступила в редакцию
15.11.2007 г.
