CC BY
4
УДК 551.24 + 550 + 552.31, 543.424
Разномасштабные неоднородности в сегментах сейсмоактивных разломов и их влияние на режимы скольжения
12 2 3
В.В. Ружич , Г.Г. Кочарян , А.А. Остапчук , Е.В. Шилько
1 Институт земной коры СО РАН, Иркутск, 664033, Россия
2 Институт динамики геосфер им. ак. М.А. Садовского РАН, Москва, 119334, Россия
3 Институт физики прочности и материаловедения СО РАН, Томск, 634055, Россия
В работе представлены некоторые результаты мультидисциплинарного исследования строения поверхностей скольжения в сегментированных участках тектонических разломов Прибайкалья и Монголии. На различных уровнях — от макромасштаба до нанокристаллов — изучались свойства приповерхностных (современных) и глубинных зеркал скольжения, оказавшихся на земной поверхности после многокилометрового денудационного среза верхней части земной коры. Рассмотрены другие типы неоднородностей, характеризующие структуру зон скольжения тектонических разломов. Представленные данные указывают на неоднородную структуру тектонических разломов, зона скольжения которых может характеризоваться как участками с низким трением в зонах замещения сильных минеральных фаз слабыми минералами, так и потенциально неустойчивыми пятнами с высоким уровнем фрикционного сопротивления. Результаты, получаемые при комплексном изучении геологических условий возникновения разномасштабных неоднородностей в эксгумированных сегментах разломов, следует учитывать при построении моделей горного массива, пригодных для численного моделирования процессов подготовки землетрясений на микро-, мезо- и макромасштабном уровне.
Ключевые слова: землетрясение, косейсмический разрыв, разлом, режимы скольжения, зеркало скольжения, псевдотахилиты, геотермальное залечивание
DOI 10.55652/1683-805X_2024_27_1_5-19
Different-scale heterogeneities in segments of seismogenic faults and their influence on slip modes
V.V. Ruzhich1, G.G. Kocharyan2, A.A. Ostapchuk2, and E.V. Shilko3
1 Institute of the Earth's Crust SB RAS, Irkutsk, 664033, Russia 2 Sadovsky Institute of Geosphere Dynamics RAS, Moscow, 119334, Russia 3 Institute of Strength Physics and Materials Science SB RAS, Tomsk, 634055, Russia
The paper presents some multidisciplinary research results on the structure of slip surfaces in segmented sections of tectonic faults in the Baikal region and Mongolia. The properties of subsurface (modern) and deep slip planes that came to the earth's surface as a result of many-kilometer denudation in the upper part of the earth's crust are studied at different levels—from macroscale to nanocrystals. Other types of heterogeneities characterizing the structure of fault slip zones are also considered. The presented data indicate a heterogeneous structure of tectonic faults. Their slip zones show both low friction in sections where strong mineral phases are replaced by weak minerals, and potentially unstable patches with high frictional resistance. The results obtained in a comprehensive study of geological conditions, under which different-scale heterogeneities emerge in exhumed fault segments, should be taken into account when developing rock mass models suitable for numerical simulation of earthquake preparation processes at the micro-, meso- and macroscales.
Keywords: earthquake, coseismic rupture, fault, slip modes, slip plane, pseudotachylites, geothermal healing
© Ружич В.В., Кочарян Г.Г., Остапчук А.А., Шилько Е.В., 2024
1. Введение
В недавних обзорах [1-3 и др.] отмечается, что множество опубликованных гипотез и данных о строении поверхностей скольжения тектонических разломов и их фрикционных свойствах соответствуют базовым положениям физической ме-зомеханики, согласно которым геологическая среда рассматривается как многоуровневая иерархически организованная диссипативная система, в которой все процессы самосогласованно эволюционируют на нано-, микро-, мезо- и макромас-штабном уровнях [4, 5 и др.]. Следует заметить, что до последнего времени работы физиков и геологов развивались во многом независимо друг от друга. Физики в лабораторных и численных экспериментах использовали образцы геоматериалов (часто аналоги с похожими свойствами), предоставленные геологами, и интерпретировали полученные результаты на основе общих представлений о процессах, происходящих в глубинах земной коры. Геологи же зачастую практически игнорировали результаты лабораторного моделирования, полагая, что последние не способны адекватно отразить действительность [6]. В последнее время ситуация начала постепенно проясняться. Стали складываться мультидисциплинарные научные группы, объединяющие специалистов в области геологии, геомеханики, геофизики, трибологии и математического моделирования и т.д. В публикациях этих коллективов используются данные, полученные как в поле, так и в лаборатории, что позволяет геологам лучше интерпретировать полученные результаты, а физикам уточнить рамки применимости развиваемых моделей и представлений [5-12 и др.].
Одним из важнейших эффектов, определяющих многие закономерности разломообразования и излучения сейсмических колебаний при динамических подвижках, принято считать фрикционное взаимодействие берегов тектонических разломов. Этому вопросу посвящена обширная литература, например обзор [3] и приведенные в нем ссылки. Хотя проявления фрикционного взаимодействия весьма многообразны, при исследованиях строения и условий формирования эксгумированных сейсмогеологических объектов в качестве основных признаков древних косейсмических разрывных нарушений обычно используются зеркала скольжения и псевдотахилиты — участки проявлений фрикционного расплава, а также стресс-метаморфизма с появлением новых минеральных образований [8, 13, 14 и др.].
Под зеркалами скольжения, обнаруживаемыми в тектонических разломах, принято понимать разномасштабные участки в плоскостях разломов с неровностями, бороздами скольжения и уступами, возникшими в моменты высокоскоростных смещений берегов разрывных нарушений [15]. Традиционный интерес к зеркалам скольжения у геологов и геофизиков в основном был связан с реконструкциями напряженно-деформированного состояния участков земной коры в широком масштабном и временном диапазонах [16, 17 и др.]. Между тем при более детальном изучении строения, расположения и возникающих новообразованных минеральных ассоциаций в плоскостях зеркал скольжения появляется возможность получения важной новой информации, которая отражает плохо изученные природные условия петро-физического, термического и физико-механического видов преобразования вещества, кардинально влияющих на режимы скольжения и генерации широкого спектра колебаний различного частотного диапазона.
Авторами при геологическом обследовании зон тектонических разломов в Прибайкалье и Монголии были выявлены и изучались сегменты сейсмогенных разломов и содержащиеся в них приповерхностные (современные) и глубинные зеркала скольжения, оказавшиеся на земной поверхности после эксгумации сегментов разломов в ходе длительного поднятия и денудационного среза горизонтов земной коры. В предлагаемой статье представлены некоторые результаты муль-тидисциплинарного изучения строения поверхностей скольжения в разломах на разных масштабных уровнях и их интерпретация.
2. Неоднородности строения зон скольжения в сегментах тектонических разломов
Целенаправленные исследования сегментов сейсмоактивных разломов, поднятых после денудации на земную поверхность с сейсмофокаль-ных глубин, а также проведение глубинного бурения разломных зон после недавних сильных землетрясений за последние два десятилетия существенно расширили представления о структуре зон скольжения, их материальном составе и термодинамических условиях на сейсмогенных глубинах [1-3]. С известной степенью условности можно выделить несколько структурных уровней неоднородностей строения поверхностей скольжения в зонах активных разломов: наномасш-таб — тонкие пленки, образующиеся в результате
дробления макрокристаллов при относительном сдвиговом перемещении контактирующих блоков горных пород, субмиллиметровые структуры геоматериала, сантиметровые-метровые блоки в брекчии и меланже, зеркала скольжения разного размера, макро- и мегашероховатость, волнистость поверхностей скольжения [1-3 и др.]. По-видимому, наибольшее значение при построении модели процесса динамического скольжения имеют локальные области контактной поверхности, в явном виде обладающие разными фрикционными свойствами.
Под влиянием результатов лабораторных экспериментов и нарастающего количества сведений о структурной неоднородности зон скольжения идея противопоставления «сильных» и «слабых» разломов [18 и др.] трансформировалась в предположение о существовании в одной и той же разломной зоне «сильных» и «слабых» участков [9, 10 и др.]. Такие представления соответствуют известному подходу, используемому в сейсмологии, согласно которому поверхность скольжения содержит особые участки — «неровности» (англ. «asperities»), которые представляют собой «прочные, напряженные» пятна, окруженные областями, где напряжение частично сбрасывается в межсейсмический период [19]. Для «сильных» пятен характерны высокая величина фрикционной прочности, соответствующая закону Байерли [20], а для «слабых» участков предполагаются крайне низкие статические коэффициенты трения материалов, слагающих центральную зону разлома [3, 10 и др.].
Распространенными примерами макроскопических зон с разными фрикционными свойствами являются области, сформированные в основном кварцсодержащими породами, и участки с высоким содержанием филлосиликатов. Так, например, в работе [21] описываются выходы эксгумированных пород фундамента, схематически состоящие из зон распределенной деформации вдоль связанных между собой участков, сложенных филлоси-ликатными породами и окружающих кварцевые линзы мощностью до сотен метров. Последние представляют собой более-менее плотные кластеры asperities низшего уровня, расположенные на плоскости разлома, как правило, неравномерно.
Фрикционные свойства разломной глинки трения (gouges) существенно отличаются от свойств вмещающих пород. Это связано с метасоматичес-ким и метаморфическим преобразованием пород
в процессе долговременной эволюции центральной части разлома. Довольно условно заполнители центральной части разлома можно разделить на две группы: 1) геоматериалы, содержащие соли кислот кремния слоистой структуры (галит, тальк, биотит, монтмориллонит и другие филло-силикаты); 2) заполнители, основу которых составляют такие материалы, как кварц, гранит, ортоклаз, кальцит, доломит и т.д. Филлосиликаты, как правило, имеют заметно более низкий коэффициент трения. В частности, монтмориллонит с высокой адсорбционной способностью имеет коэффициент трения всего 0.18 при нормальном напряжении 20 МПа при комнатной температуре [3, 11]. Напротив, глинки трения с высоким содержанием кварца имеют относительно высокие значения коэффициента трения. Еще более радикально различие фрикционных свойств между кварцевым заполнителем и филлосиликатами проявляется при насыщении флюидом. Если неадсорбирующие минералы, например кварц, практически сохраняют фрикционную прочность после насыщения, то коэффициенты трения таких материалов, как монтмориллонит или лизардит, при насыщении уменьшаются в разы из-за снижения прочности поглощающих минералов в водонасы-щенном состоянии. Даже более важную, чем величина коэффициента трения, роль при рассмотрении динамики скольжения могут играть вариации фрикционного сопротивления в процессе сдвига. Области, в которых зарождается динамическая подвижка, непременно должны обладать свойством разупрочнения. Тип скольжения по разлому зависит как от материального состава контактной зоны, так и от внешних условий — давления, температуры, присутствия флюида, скорости скольжения. Заполнители, богатые прочными минералами, демонстрируют менее устойчивое скольжение, чем богатые слабыми минералами. Этому способствует пластинчатая структура филлосиликатных минералов в противоположность зернистой структуре геоматериала из более прочных минералов. При этом остается неясным, какое пороговое содержание филлосиликата в глинке трения может обеспечить стабилизацию скольжения при разных Р-Т условиях и скоростях сдвига. Влияние различных параметров на фрикционное поведение геоматериалов подробно рассмотрено в обзоре [3]. Там же собраны значения фрикционных параметров для многих геома-
териалов, слагающих зоны скольжения тектонических разломов.
При проведении сейсмологических наблюдений области разупрочнения проявляются в виде топологически плотных кластеров гипоцентров фоновой сейсмичности [22]. Такие кластеры являются основными элементами, определяющими интегральные закономерности сопротивления разлома сдвигу. Гипоцентры более крупных событий часто расположены вблизи границ таких областей. Судя по результатам [22], с определенной долей условности форму неровностей (asperities) можно аппроксимировать эллипсом, оси которого совпадают с главными компонентами топологически плотных кластеров фоновой сейсмичности.
Анализ некоторых сведений о размерах неровностей более крупных иерархических уровней приведен в работе [1], где отмечается, что характерный размер областей, интерпретируемых как неровности, в среднем в 1.5-3 раза меньше оценок длины сейсмогенных разрывов очагов землетрясений. Размеры этих зон, определенные по телесейсмическим данным, оказываются еще меньше. Так, например, для землетрясения 17-07-2017 Mw 7.8 (Командорские острова) характерный размер неровности оценивается в L ~ 25 км, для землетрясения 08-09-2021 Mw 7 (Акапулько, Мексика) L ~ 14 км, а для известного события 11-03-2011 Mw 9 (Тохоку, Япония) L ~ 66 км. При большом разбросе величин для землетрясений с сейсмическим моментом M0 ~ 1019-1020 Н • м средний характерный размер таких зон составляет L ~ 9.5 км, для M0 ~ 1020-1021 Н • м L ~ 15 км, для M0 ~ 10211022 Н • м L ~ 28 км [1 и ссылки там]. Судя по имеющимся данным, зоны неровностей занимают около 20-30 % от площади разрыва.
2.1. Сегментированная зона Приморского разлома
Приморский разлом сбросового типа располагается в пределах древнейшего краевого шва на периферии Сибирского кратона, рассматриваемый фрагмент которого активно развивался в раннем палеозое («500 млн лет) [23] и в более поздние этапы, включая период формирования Байкальской рифтовой зоны в течение 6070 млн лет [14, 24]. В его пределах на этапе формирования Байкальской рифтовой зоны формировалась зона Приморского рифтогенного сброса, которая протягивается на 200 км (рис. 1). В среднем палеозое в результате длительного денудаци-
онного среза земной коры происходило постепенное приближение бывших глубинных горизонтов к земной поверхности [23]. Соответственно, происходило снижение температур и давлений до Т ~ 550-350 °С и Р ~ 350-150 МПа, что приводило к закономерным изменениям свойств массивов горных пород в рамках так называемого ретроградного метаморфизма. В итоге в эксгумированных сегментах краевого шва в настоящее время стали доступными для визуального изучения глубинные горизонты земной коры с физико-механическими показателями, характерными для горизонтов, ранее располагавшихся на глубинах порядка 10-20 км. Согласно современным данным в настоящее время подобные Р-Т условия существуют в пределах Байкальской рифтовой зоны и примерно соответствуют сейсмофокальному горизонту на глубинах 7-20 км, в пределах которого расположено большинство гипоцентров современных землетрясений, включая наиболее сильные с М = 7.0-7.9 [25 и др.].
Изучение сегментов Приморского разлома проводилось в течение ряда лет совместно специалистами Института земной коры СО РАН, Института геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии РАН и Института динамики геосфер РАН. В результате был сформирован цифровой каталог образцов горных пород Приморского разлома, включающий детальное петрографическое описание, химический состав образцов горных пород, фотографии их шлифов и привязку к местности с точностью 5 м (рис. 2) [26, 27].
Анализ сформированного цифрового каталога продемонстрировал выраженную вариабельность вещественного состава образцов горных пород как вкрест, так и вдоль простирания разлома. Вдоль простирания разлома характерный пространственный масштаб вариаций фрикционных свойств центральной части разлома составляет ~30 км. Вкрест простирания разлома детальное петрографическое описание и определение вещественного состава позволили выявить зоны наиболее интенсивных деформаций (ядро разлома), установить распространенность и фрикционные свойства образцов зеркал скольжения, оценить закономерности накопления сдвиговых деформаций в различных сегментах зоны разломов. Было установлено: чем выше амплитуда локально накопленных деформаций, тем сильнее степень измельчения породы на микроуровне и тем выше доля матрикса (мелкозернистый субмикронного
Рис. 1. Космоснимок с указанием расположения зоны Приморского разлома и мест проведения детального геолого-структурного изучения его сегментов (цветной в онлайн-версии)
1 Г"Н2 [-]з ГСП-/
Расстояние вкрест простирания разлома, м
Рис. 2. Карта локализации Приморского разлома и типы локализации деформаций. Схема расположения участков изучения Приморского разлома: 1 — Сибирский кратон, 2 — Ольхонский террейн, 3 — Приморский разлом (коллизионный шов системы кратон-террейн), 4 — изученные участки (а). Типы локализации деформаций, выявленные на изученных участках; амплитуда накопленных деформаций оценивается по доле матрикса в породе (зона локализации деформаций обозначена серым тоном: тип 1 — деформации локализованы в узкой зоне толщиной первые сантиметры-десятки сантиметров (б); тип 2 — деформации распределены относительно равномерно в зоне шириной сотни метров-километр (в); тип 3 — распределение деформаций неоднородно, внутри ядра могут выделяться слабодеформированные зоны (г)
Рис. 3. Зеркало скольжения в неглубоком придорожном гранитном карьере (п. Петрова), расположенном в зоне Приморского разлома сбросового типа. Можно видеть характерные для сбросов субвертикальные штрихи скольжения с признаками слабо проявленной хлоритизации. На зеркале выявлены признаки высокоинтенсивного метасоматического преобразования вещества и тонкая пленка его фрикционного плавления (остеклования), которые косвенно свидетельствуют о небольших глубинах его возникновения, предположительно в неоген-четвертичный период формирования Байкальской рифтовой впадины (фото В.В. Ружича) (цветной в онлайн-версии)
размера материал, который окружает более крупные зерна в породе). Установлено, что вдоль 160-км исследованного участка выделяются три типа сегментов разлома с различным реологическим поведением. На сегментах первого типа (р. Бугуль-дейка, р. Сарма) деформации локализованы в узкой зоне, сложенной породами, обладающими свойством скоростного разупрочнения. Такие сегменты накапливают перемещения посредством периодически повторяющихся сейсмогенных подвижек. В результате многочисленных динамических эпизодов сформировалась узкая милонити-зированная зона (ядро разлома), в которой степень деформации максимальна. Характерно, что именно в сегментах данного типа часто обнаруживаются многочисленные зеркала скольжения (рис. 3) и очаги палеоземлетрясений [8, 14, 28 и др.].
На сегментах второго типа (р. Анга, р. Хорга) катакластические деформации распределены рав-
номерно в зоне толщиной сотни метров, вкрест простирания. Вещество, слагающее ядро разлома на таких сегментах, характеризуется свойством скоростного упрочнения. Это приводит к накоплению деформаций посредством асейсмического скольжения.
Сегменты третьего типа (р. Таловка, р. Курма) характеризуются «неоднородной структурой ядра» и смешанным типом накопления деформаций. Внутри ядра выделяются отдельные зоны, которые могут быть сложены как породами со свойством скоростного упрочнения, так и скоростного разупрочнения. Структурная неоднородность ядра разлома влияет на режим скольжения и величину накопленных деформаций. Апериодические разновозрастные сейсмогенные подвижки могут локализоваться на границах компетентных слоев, а также на границе ядра и вмещающего массива.
Более детальное рассмотрение процессов возникновения зеркал скольжения на микро- и нано-уровнях позволяет получить дополнительную информацию о происходивших глубинных процессах измельчения, а также стресс-метаморфического преобразования вещества разных по составу горных пород. При выявлении следов плавления в виде пленки остеклования или псевдотахилитов появляется возможность оценивать термодинамические параметры фрикционного разогрева, характеристики режимов скольжения, степень участия флюидов разного состава [7, 8 и др.].
3. Строение приповерхностных зеркал скольжения в зонах современных сейсмодислокаций
Анализ строения некоторых современных сейсмодислокаций позволяет обнаружить еще не измененные процессами выветривания «свежие» зеркала скольжения. На рис. 4 представлена фотография зеркала скольжения, возникшего вблизи земной поверхности в разрыве землетрясения Кобе 17.01.1995 г., Япония (моментная магнитуда М„ = 7.3). Можно видеть, что смещение произошло по разрыву типа взбросо-сдвига, выполненному пластичной глинкой трения, в которой отчетливо запечатлелись наклонные штрихи скольжения. Направление смещений и амплитуду легко определить по смещению крыльев (кромки) разрыва.
Подобные, но более масштабные, зеркала скольжения на земной поверхности возникли в верхнепалеозойских рыхлых глинистых осадках при Го-
Рис. 4. Современное зеркало скольжения в глинке трения, возникшее в сейсмодислокации на земной поверхности при разрушительном землетрясении в г. Кобе 17.01.1995 г. (М = 7.3) (фото любезно предоставлено Уо8Ыго Кт^а8а) (цветной в онлайн-вер-сии)
би-Алтайском землетрясении 04.12.1957 г. (М = 8.1). На участке современной сейсмодислокации этого события протяженностью 275 км в 1958 г. при обследовании была задокументирована плоскость зеркала скольжения. Возникший косейсми-ческий разрыв имел левостороннее взбросо-сдви-говое смещение с амплитудой 4-8 м, интенсивность сотрясений составляла 11 баллов [14, 29]. По свежим следам при обследовании еще в первые годы были выявлены участки, где сохранялся рисунок штрихов скольжения в виде волнообразной левосторонней взбросо-сдвиговой траектории с амплитудой 3.5 м (рис. 5) [29].
Как показывает опыт полевого изучения зеркал скольжения, возникающих в приповерхностных условиях в зонах сейсмодислокаций при низ-
ких давлениях, следы подвижек в виде зеркал скольжения остаются только в рыхлых осадочных отложениях. В скальных грунтах отчетливая штриховка на контактирующих неровностях при малых давлениях визуально не фиксируется. Таким образом, информативность изучения и сохранность поверхностных зеркал скольжения невелики в отличие от зеркал глубинных.
4. Строение эксгумированных глубинных зеркал скольжения
Произошедшие поднятия глубинных горизонтов земной коры в ходе геологической эволюции и процессы денудации позволяют получить доступ к участкам древних разломов, на которых происходили подвижки в прошлые эпохи сейсмотектонической активизации. Миллионы лет назад эти породные массивы находились на глубинах в 10-15 км от дневной поверхности. По оценкам в работе [30], в одном из регионов разломной системы Сан-Андреас скорость эксгумации глубинного сегмента разлома на земную поверхность составляет около 0.225 мм/год. Тщательное обследование позволяет обнаружить различные характерные признаки динамических подвижек, включая и зеркала скольжения, содержащие следы — признаки фрикционного плавления горных пород. В частности, подобные образования обнаруживались в районах эксгумированных очагов па-леоземлетрясений, распространенных в сегментах зоны краевого шва Сибирского кратона и в глубинных разломах северной и центральной Монголии [7, 14].
Рис. 5. Участки сейсмодислокации Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г.: урочище Хутусудж на юге Монголии, где в 1958 г. участниками Советско-Монгольской экспедиции был выявлен и изучен один из наиболее выразительных участков сейсмодислокации (а); зеркало скольжения в этой сейсмодислокации, у которого запечатлен руководитель экспедиции, чл.-к. АН СССР В.П. Солоненко [29] (б)
Рис. 6. Сегмент зоны краевого шва Сибирского кратона северо-восточного простирания (аз. 50°-60°) и примеры строения глубинного зеркала на разных масштабных уровнях: а — эксгумированный Приморский сегмент зоны краевого шва, вмещающий признаки элементов очагов палеоземлетрясений (левый берег в устье р. Большая Бугульдейка), стрелкой указано место отбора образца глубинного зеркала скольжения с турмалиновой минерализацией; б — фото зеркала скольжения с турмалиновой минерализацией; в — шлиф турмалинового зеркала, где при большом увеличении видны признаки пластических деформаций и разрывов турмалинового слоя (цветной в онлайн-версии)
4.1. Коллизионный краевой шов Сибирского кратона и его Приморский сегмент
Обратимся к рассмотрению результатов изучения глубинных зеркал скольжения в Прибайкалье. Один из изученных объектов в виде скальных обнажений расположен в приустьевой части р. Большой Бугульдейки, впадающей в озеро Байкал. Его геоструктурная позиция связана с эксгумированным участком коллизионного краевого шва Сибирского кратона, в пределах которого располагается зона сейсмогенного Приморского разлома, описанного выше. В результате полевых исследований в 2014-2022 гг. в этой зоне были выявлены признаки косейсмических разрывных нарушений палеоземлетрясений с глубинными зеркалами скольжения (рис. 6) [7].
Одной из примечательных особенностей строения обследованного эксгумированного участка глубинного сейсмофокального горизонта земной коры является распространение турмалиновой минерализации. Ее возникновение, по-видимому, происходило в диапазоне температур 550-350 °С и связано с гидротермальными флюидами, исторгнутыми из изверженных гранитных образований, богатых бором. Выявленные признаки ко-сейсмических подвижек, оставивших следы в виде зеркал скольжения, и турмалиновая минерализация позволяют предполагать, что по температурному режиму условия динамометаморфизма соответствуют реологии хрупкопластического перехода на глубинах 10-15 км.
Оценка абсолютных возрастов древних глубинных косейсмических разрывов представляла отдельную сложную задачу, связанную с выявлением минералов «геохронометров» [31]. Для этого
был использован редкий минерал — турмалин ме-тасоматического генезиса (процесс замещения минеральных комплексов, при котором растворение старых минералов и отложение новых происходят почти одновременно, так что в течение процесса замещения минеральные комплексы все время сохраняют твердое состояние), который ввиду своих петрохимических и физических свойств имеет высокую устойчивость к наложенным термическим воздействиям. Выявленные зеркала скольжения с турмалиновой минерализацией дают возможность оценить ее абсолютный возраст. Детальное исследование шлифов (рис. 6, в) показало, что турмалин в косейсмических разрывах с зеркалами скольжения, несмотря на высокую твердость (7 по шкале Мооса) и температуру плавления, проявлял отчетливые признаки вязко-пластического течения. Это дает основание полагать, что данный тип реологического поведения турмалинового покрытия со штрихами скольжения происходил в глубинных Р-Т условиях. Выполненные оценки абсолютного возраста турмалиновой минерализации в косейсмических трещинах с зеркалами в районе истоков р. Большой Бугульдейки дали значение 673 ± 5 млн лет [8]. Абсолютный возраст косейсмической подвижки, запечатленной в минеральном составе покрытия зеркала скольжения, скорее всего, заметно меньше возраста возникновения турмалинового слоя.
Другим важным индикатором для распознавания глубинных косейсмических разрывов принято считать псевдотахилиты [14, 32, 33 и др.]. Эти образования в виде появления стекловатой фазы, сходные с вулканическим стеклом, возникают в условиях динамических подвижек значительной
Рис. 7. Образец глубинного зеркала скольжения из сегмента Долиноозерского разлома (Монголия): а — общий вид поверхности зеркала скольжения на участке зоны Долиноозерского разлома в районе озера Орок-Нур; б — электронная микроскопия образца зеркала, покрытого тонкой пленкой остеклования, возникшей при фрикционном разогреве в процессе косейсмического скольжения [14, 37]
амплитуды вследствие фрикционного нагрева в зонах разломов. Такие образования были обнаружены в Прибайкалье среди трещин милонитизи-рованных гранитов и гранодиоритов Приморского комплекса. Псевдотахилиты чаще всего слагают тонкие ветвящиеся прожилки шириной от 12 мм до 5 см в милонитизированной массе. Судя по шлифам, в них практически полностью изменено исходное состояние в условиях сильнейшего катаклаза и милонитизации.
Термодинамические условия при палеоземле-трясениях могут быть оценены при помощи так называемых «геотермометров» и «геобарометров», с учетом параметров которых есть возможность судить о термодинамических условиях, а значит, и о глубине исследуемых процессов. В основе этих методов лежат представления о Р-Т зависимостях констант равновесий минералов, слагающих кристаллические породы [31, 34]. Выполненные расчеты показывают, что в массе псевдо-тахилитов температура достигала Т ~ 850-950 °С, а давление составляло Р ~ 500-550 МПа. Полученная петрохимическая картина интерпретирована как результат динамического скольжения по трещинам, в процессе которого давление и температура на локальных участках возрастали соответственно на АР ~ 200-250 МПа и ЛТ ~ 450-500 °С относительно исходного уровня [35]. Дополнительным свидетельством достижения столь высоких давлений может служить присутствие в псев-дотахилитах такого минерала, как барруазит, ко-
торый считается характерным для метаморфических комплексов высоких давлений [36].
Вместе с подобными образованиями на многих глубинных зеркалах скольжения вместо псев-дотахилитовых прожилков встречаются тончайшие пленки остеклования, что также свидетельствует о высокоскоростном проскальзывании в ко-сейсмических разломах.
4.2. Зона Долиноозерского разлома в Монголии
Образец глубинного зеркала скольжения был отобран из зоны сейсмодислокации в сегменте Долиноозерского разлома в районе Гобийского Алтая, где 4.12.1957 г. произошло упомянутое выше разрушительное землетрясение с М = 8.1 (рис. 7) [14, 29 и др.]. На рис. 8 показан аншлиф глубинного зеркала скольжения из данной зоны, в котором видна остеклованная поверхность скольжения с уступами. Данный образец горной породы сложен минералами (эпидот, альбит и др.), отвечающими уровню метаморфизма зеленосланце-вой фации (Т < 500 °С). Новообразованный парагенезис минералов (альбит + эпидот) в данном образце указывает на то, что многостадийные деформации сопровождались воздействием на породу флюида с повышенной концентрацией ионов № и с низкой концентрацией СО2, на что указывают устойчивость эпидота и отсутствие кальцита. В подобных глубинных сегментах при проскальзывании со скоростями порядка 1-10 м/с
Рис. 8. Аншлиф глубинного зеркала скольжения в образце андезита из сегмента Долиноозерского разлома (Монголия): а — аншлиф остеклованного зеркала скольжения в образце андезита, стрелкой вверху указано направление косейсмиче-ского скольжения [14, 37]; б — увеличенный фрагмент, где стрелками показаны направление смещений и кулисообраз-ные трещины растяжения, сопутствующие скольжению по оперяющей трещине (цветной в онлайн-версии)
в разломах реализовывались условия фрикционного разогрева, расплава тонко перетертого геоматериала и возникновения пленки остеклования.
Важно обратить внимание на то, что плоскости скольжения и оперяющие наклонные трещины оказались заполненными кварц-хлоритовой минерализацией и кальцитом, осажденным от внедрения флюидов соответствующего химического состава. Можно предположить, что подобные флюидные инъекции под большим давлением и скоростями проникали в освобожденное вакуумное пространство полостей раскрывающихся трещин растяжения. По данным петрографического анализа отложение кварца происходило в условиях интенсивной деформации. Согласно существующим петрохимическим моделям, подобные явления распространенной флюидизации в рассмотренных зеркалах скольжения, по-видимому, имели место при соответствующих Р-Т условиях зе-леносланцевой фазы метаморфизма на сейсмофо-кальных глубинах 5-8 км [8].
4.3. Зеркала скольжения в сверхглубоком карьере Удачный
Карьер находится в районе расположения алмазоносной трубки «Удачная» республика Саха (Якутия). На рис. 9, а, б представлен сегмент зоны Вилюйского разлома с многочисленными зеркалами скольжения, вскрытый при проходке горными выработками алмазоносной трубки взрыва в сверхглубоком карьере «Удачный». На рис. 9, а показан общий вид поверхности скольжения, с
которой был отобран образец зеркала, представленный на рис. 9, б. На рис. 9,, в можно видеть шлиф среза, перпендикулярного к плоскости скольжения, где проявились также две другие, более ранние плоскости скольжения темного цвета.
Доломитизированная осадочная толща, содержащая обнаруженный фрагмент, сформировалась во временном интервале 445-485 млн лет. Судя по минеральному покрытию поверхности зеркала скольжения, температура в процессе его формирования составляла величину Т = 350-450 °С, а давление Р = 200-400 МПа, что соответствует глубинам 5-8 км.
Примечательно, что данный образец зеркала скольжения был очень детально изучен с использованием методов рентгеновского рассеяния, инфракрасной и флуоресцентной спектроскопии [38], что позволило получить ряд качественно новых результатов. В частности, было установлено, что поверхность зеркала скольжения представлена блестящей неравномерно стекловатой пленкой с бороздками скольжения. Поверхностный слой зеркала скольжения толщиной «30 нм содержит в основном нанокристаллы кварца и альбита с большим количеством дефектов типа «разорванных» межатомных связей и примесных ионов. На поверхности нанокристаллов содержится вода. Слой зеркала толщиной в 2-4 мкм содержит на-нокристаллы альбита, кварца, кальцита и доломита. В плоскости зеркала скольжения минералы образца испытали интенсивные преобразования. Нанокристаллы кварца имеют размеры «19 нм.
Рис. 9. Разноуровневые неоднородности из сегмента зоны Вилюйского разлома (аз. 50°-60° СВ): а — одно из крупномасштабных зеркал скольжения в сверхглубоком карьере «Удачный», вскрытых на глубине 475 м; б — фрагмент поверхности скольжения в виде образца зеркала; в — шлиф среза поверхностного слоя зеркала на рис. 9, б, где видны две разновозрастные плоскости скольжения, возникшие в разных по возрасту эпизодах косейсмических смещений (цветной в онлайн-версии)
Их кристаллическая решетка сжата на величину «0.6 %, что соответствует величине эффективного напряжения сжатия решетки «0.23 ГПа. В то же время в объеме породы под зеркалом скольжения кристаллы кварца имеют макроразмеры. Предполагается, что нанокристаллы образовались при дроблении макрокристаллов при относительном сдвиговом перемещении контактирующих блоков горных пород. Присутствие воды снижает энергию активации разрыва связей, что способствует возникновению неустойчивой подвижки сдвигового типа с образованием зеркала скольжения. Вода также могла вызвать разрушение кристаллов альбита и кварца в результате их гидролиза [39]. Образование структуры такого рода, по-видимому, приводит к уменьшению коэффициента трения и созданию условий для развития неустойчивой подвижки. Подобная структура, по-видимому, является характерной для зеркал скольжения. Например, поверхностный слой зеркала скольжения на образце, взятом из сейсмодислока-ции в зоне Гоби-Алтайского землетрясения 1957 г., состоит главным образом из деформированных нанокристаллов эпидота (аллюмосиликат, обладающий низким коэффициентом трения) и воды [40]. Исследование на наноуровне строения зеркала скольжения, образовавшегося в песчанике, обнаружило, что зеркало скольжения состоит из деформированных нанокристаллов монтмориллонита (типичный продукт выветривания аллюмо-силикатов) и анатаза [41].
5. Обсуждение результатов
Результаты, приведенные в настоящей статье, демонстрируют наличие выраженной иерархии
неоднородностей строения и свойств поверхности скольжения тектонических разломов.
Высший иерархический уровень — крупные неоднородности площадью примерно на порядок меньше площади очагов землетрясения. Они представляют собой участки контактного взаимодействия, обусловленные сложной топографией поверхности скольжения. Именно контакты шероховатостей (области концентрации напряжений) оказываются динамически неустойчивыми при скольжении по разлому, тогда как для участков разломной зоны, расположенных между контактирующими неровностями, характерны фрикционные свойства стабильного скольжения. Это связано с тем, что в области контактов поверхностей образуются участки, сформированные преимущественно из кварца и полевого шпата, т. е. изначально почти не содержащие филлосилика-тов. В областях между контактами неровностей происходят осаждение минералов, переносимых флюидами, и формирование прослоев слабых материалов, богатых филосиликатами, т.е. участков поверхности с фрикционными свойствами скоростного упрочнения.
Области крупномасштабных неровностей во многих примерах отчетливо проявляются в виде дефицита проявлений межсейсмического перемещения при проведении геодезических наблюдений. В пределах этих участков зачастую возникают области сейсмического затишья. Проявление последних принято рассматривать как один из среднесрочных предвестников готовящихся землетрясений. Контактные области более мелкого уровня обнаруживаются как топологически плотные кластеры гипоцентров фоновой сейсмичности.
Следующий уровень — локальные участки проскальзывания. Они обнаруживаются на эксгумированных поверхностях или в выбуренных кернах в виде зеркал скольжения и псевдотахили-тов. Анализ строения этих структур совместно с результатами лабораторных экспериментов позволяет получать ценнейшую информацию о Р-Т условиях подготовки косейсмических разрывов в очагах землетрясений и процессах, происходящих в ходе скольжения. Так, например, в большинстве случаев предполагается, что разломная глинка трения формируется на относительно малых глубинах (выше нижней границы зелено-сланцевой фации, Т < 250-350 °С) в зоне хрупкого разрушения, в результате фрикционного износа и катакластических деформаций (скольжение по границам зерен, растрескивание зерен и др.). В то же время, как отмечалось выше, минерализация поверхностей трещин и зеркал скольжения Приморского разлома свидетельствует том, что наиболее древние косейсмические разрывные нарушения с зеркалами скольжения возникали при Р-Т условиях амфиболитовой фации метаморфизма (давление 0.7-1.0 ГПа, температура 500-700 °С). Этот результат соответствует данным лабораторных экспериментов последних лет, которые позволяют существенно расширить диапазон Р-Т условий, в которых может иметь место квазихрупкое разрушение. В частности, показано, что динамические сдвиги в кальцитовой глинке трения могут происходить при таких высоких температурах, как 550 °С. При этом исследования шлифов образцов, которые продемонстрировали хрупкий механизм разрушения, показали характерную милонитовую микроструктуру (удлинение зерен, выровненные удлиненные порфирокласты, перекристаллизация) [42]. В работе [43] установлено, что наличие кварца обеспечивает локальное нарастание высоких напряжений, которые затем вызывают измельчение и разрушение кристаллической решетки в минералах с более слабыми атомными связями (полевые шпаты и слюды) и образование нанокристаллического, частично аморфного материала, по которому может происходить скольжение. В экспериментах со сдвигом слоя мафической породы в диапазоне очень высоких давлений (обжимающее давление 0.5 ГПа < Рс < 1.5 ГПа) при температуре 600 °С наблюдался преимущественно хрупкий механизм деформирования, а переход к вязкой деформации происходил в процессе повышения температуры до 800 °С
[44]. Авторы [43] связывают квазихрупкое разрушение при высоких давлениях и температурах с неоднородностями структуры на микро- и нано-уровне. Они предположили, что зоны частично аморфного материала, образованного путем твердотельной аморфизации, формируют зону ослабления, пронизывающую слой милонитизирован-ной породы, а высокая концентрация напряжений на границе раздела между зоной проскальзывания и вмещающей породой вызывает разрушение разлома хрупкой трещиной [43].
В рамках широко применяемой при описании процессов скольжения по разломам реологии «rate & state friction law» (RSF) возможность возникновения динамического скольжения определяется соотношением между жесткостью вмещающего массива и скоростью снижения сопротивления сдвигу по разлому в процессе скольжения [3]. Модель RSF в различных модификациях широко применяется для моделирования многих природных явлений, связанных со скольжением по разломам [2 и ссылки там], включая события медленного скольжения. Заметим, что в рамках традиционной RSF модели эти явления удается смоделировать лишь в очень узком диапазоне параметров [2], что противоречит новейшим наблюдательным данным, согласно которым SSE широко распространены на различных глубинах коры
[45]. Численное моделирование, проведенное в недавней работе [46], продемонстрировало, что учет зависимости параметров RSF трения от скорости смещения бортов разлома существенно расширяет как диапазон условий, в которых возможно возникновение событий медленного скольжения, так и спектр таких их характеристик, как величина сброшенных напряжений, продолжительность, повторяемость.
Неоднородности наименьшего иерархического уровня — наноуровня — были напрямую обнаружены в описанных выше экспериментах с детальными исследованиями структуры зеркал скольжения методами рентгеновского рассеяния, инфракрасной, флуоресцентной и молекулярной спектроскопии [38, 40, 41]. В этих экспериментах, по-видимому, впервые было показано, что в результате фрикционного взаимодействия контакта скальных пород при высоком давлении происходит радикальное преобразование структуры материала, связанное с дроблением макрокристаллов в очень тонком слое. Наряду с другими процессами, например, как выраженное обводнение, эти
эффекты могут стать причиной радикального снижения трения на контакте и возникновения косейсмического смещения.
Ожидается, что получаемая информация о разномасштабных неоднородностях, их геометрии, об участии флюидов, распространенном на разных масштабных уровнях, морфологии и прочностных свойствах неровностей в местах возникновения косейсмических разрывов в сегментах разломов будет востребована при реконструкциях условий подготовки землетрясений. В последние годы стали появляться публикации, содержащие модели, в том или ином виде учитывающие неоднородность строения разлома при описании процессов инициирования и развития скольжения [1, 10, 47, 48 и др.].
6. Заключение
Многолетний опыт полевых геолого-структурных исследований указывает на возможность по ряду рассмотренных признаков выявлять в зонах разломов палеосейсмогенные объекты, ставшие доступными для визуального изучения после длительной многокилометровой денудации верхних горизонтов земной коры в местах поднятий.
Представленные данные в совокупности указывают на неоднородную структуру тектонических разломов. Зоны скольжения в пределах одного и того же разлома могут характеризоваться пятнами с низким трением, возрастающим с увеличением скорости скольжения, в тех сегментах, где флюидное насыщение способствовало замещению сильных минеральных фаз слабыми, а также пятнами с высоким трением там, где деформация носит преимущественно катакластиче-ский характер. Проведенный анализ петрохими-ческого состава вещества горных пород и строения глубинных зеркал скольжения позволяет использовать их при уверенном распознавании эксгумированных косейсмических разрывов, возникавших на сейсмофокальном уровне земной коры в эпохи сейсмотектонических активизаций. Подобный анализ способствует более аргументированному выяснению термодинамических условий возникновения косейсмических разрывов.
Данные, получаемые при комплексном изучении геологических условий возникновения разномасштабных неоднородностей в эксгумированных сегментах разломов, несомненно, будут способствовать построению более приемлемых комплексных моделей массива, пригодных для чис-
ленного моделирования процессов формирования высокоранговых наиболее опасных очагов землетрясений.
Финансирование
В части исследований, проведенных В.В. Ру-жичем, работы выполнялись в рамках государственного задания ИЗК СО РАН по теме НИР № Б^БР-2021-0009 с использованием оборудования и инфраструктуры Центра коллективного пользования «Геодинамика и геохронология» ИЗК СО РАН по гранту № 075-15-2021-682. Сбор и хранение образцов частично поддержаны в рамках государственного задания ИДГ РАН № 122 032900178-7. В части исследований, проведенных Г.Г. Кочаряном и А.А. Остапчуком, работы выполнялись при финансовой поддержке РНФ, проект № 22-17-00204.
Литература
1. Кочарян Г.Г., Кишкина С.Б. Физическая мезомеханика очага землетрясения // Физ. мезомех. - 2020. -Т. 23. - № 6. - С. 9-24. - https://doi.org/10.24411/ 1683-805Х-2020-16001
2. Кочарян Г.Г. Возникновение и развитие процессов скольжения в зонах континентальных разломов под действием природных и техногенных факторов. Обзор современного состояния вопроса // Физика Земли. - 2021. - № 4. - С. 3-41. - https://doi. о^/10.31857/80002333721040062
3. Кочарян Г.Г., Беседина А.Н., Гридин Г.А., Морозова К.Г., Остапчук А.А. Трение как фактор, определяющий излучательную эффективность подвижек по разломам и возможность их инициирования. Состояние вопроса // Физика Земли. - 2023. -№ 3. - С. 3-32.
4. Панин В.Е., Егорушкин В.Е., Панин А.В. Физическая мезомеханика деформируемого твердого тела как многоуровневой системы. I. Физические основы многоуровневого подхода // Физ. мезомех. -2006. - Т. 9. - № 3. - С. 9-22.
5. Панин В.Е., Егорушкин В.Е. Деформируемое твердое тело как нелинейная иерархически организованная система // Физ. мезомех. - 2011. - Т. 14. -№ 3. - С. 7-26.
6. Гуфельд И.Л. Сейсмическая опасность. Предотвратить или предупредить. - М.: ООО САМ Полиграфист, 2019. - С. 98.
7. Ружич В.В., Кочарян Г.Г. О строении и формировании очагов землетрясений в разломах на приповерхностном и глубинном уровне земной коры. I. Приповерхностный уровень // Геодинамика и тектонофизика. - 2017. - Т. 8. - № 4. - С. 10211034. - https://doi.org/10.5800/GT-2017-8-4-0330
8. Ружич В.В., Кочарян Г.Г., Савельева В.Б., Травин А.В. О формировании очагов землетрясений в разломах на приповерхностном и глубинном уровне земной коры. Часть II. Глубинный уровень // Геодинамика и тектонофизика. - 2018. - Т. 9. -№ 3. - С. 1039-1061. - https://doi.org/10.5800/GT-2018-9-3-0383
9. Кочарян Г.Г., Батухтин И.В. Лабораторные исследования процесса скольжения по разлому как физическая основа нового подхода к краткосрочному прогнозу землетрясений // Геодинамика и тектонофизика. - 2018. - Т. 9. - № 3. - С. 671-691. - https:// doi.org/10.5800/GT-2018-9-3-0367
10. Collettini C., Tesei T., Scuderi M.M., Carpenter B.M., Viti C. Beyond Byerlee friction, weak faults and implications for slip behavior // Earth Planet. Sci. Lett. -2019. - V. 519. - P. 245-263. - https://doi.org/10. 1016/j.epsl.2019.05.011
11. Ikari M.J., Marone C., Saffer D.M. On the relation between fault strength and frictional stability // Geology. - 2010. - V. 39. - No. 1. - P. 83-86. - https:// doi.org/10.1130/G31416.1
12. Popov V.L. Contact Mechanics and Friction. Physical Principles and Applications. - Springer-Verlag GmbH, 2017. - https://doi.org/10.1007/978-3-662-53081-8
13. Sibson R.H. Fault rocks and fault mechanisms // J. Geol. Soc. - 1977. - V. 133. - P. 191-213. - https:// doi.org/10.1144/gsjgs.133.3.0191
14. Ружич В.В. Сейсмотектоническая деструкция в земной коре Байкальской рифтовой зоны. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, 1997.
15. Геологический словарь: в 3-х т. / Под ред. О.В. Петрова. - СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2010. - Т. 1.
16. Ружич В.В., Рязанов Г.В. О зеркалах скольжения и механизме их образования // Механизмы формирования тектонических структур Восточной Сибири. - Новосибирск: Наука, 1977. - С. 105-108.
17. Ребецкий Ю.Л., Сим Л.А., Маринин А.В. От зеркал скольжения к тектоническим напряжениям. Методы и алгоритмы / Под ред. Ю.Г. Леонова. - М.: Издательство ГЕОС, 2017.
18. Lachenbruch A.H., Sass J.H. The stress heat-flow paradox and thermal results from Cajon Pass // Geophys. Res. Lett. - 1988. - V. 15. - No. 9. - P. 981-984. -https://doi.org/10.1029/gl015i009p00981
19. Kanamori H., Stewart G.S. Seismological aspects of the Guatemala earthquake of February 4, 1976 // J. Geophys. Res. Solid Earth. B. - 1978. - V. 83. -No. 7. - P. 3427-3434. - https://doi.org/10.1029/JB 083iB07p03427
20. Byerlee J. Friction of rocks // Pure Appl. Geophys. -1978. - V. 116. - P. 615-626. - https://doi.org/10. 1007/BF00876528
21. Volpe G., Pozzi G., Carminati E., Barchi M.R., Scuderi M. M., Tinti E., Aldega L., Marone C., Collettini C. Frictional controls on the seismogenic zone: Insights from the Apenninic basement, Central Italy //
Earth Planetary Sci. Lett. - 2022. - V. 583. - https:// doi.org/10.1016/j.epsl.2022.117444
22. Кочарян Г.Г., Остапчук А.А. Мезоструктура зоны скольжения тектонического разлома // Физ. мезо-мех. - 2022. - Т. 25. - № 5. - C. 94-105. -https://doi.org/10.55652/1683-805X_2022_25_5_94
23. Донская Т.В., Бибикова Е.В., Мазукабзов А.М., Козаков И.К., Гладкочуб Д.П., Кирнозова Т.И., Плот-кина Ю.В., Резницкий Л.З. Приморский комплекс гранитоидов Западного Прибайкалья: геохронология, геодинамическая типизация // Геология и геофизика. - 2003. - Т. 44. - № 10. - С. 1006-1016.
24. Лунина О.В., Гладков А.С., Черемных А.В. Разрывная структура и трещиноватость зоны Приморского разлома // Геология и геофизика. - 2002. -Т. 43. - № 5. - С. 25-34.
25. Радзиминович Я.Б., Филиппова А.И., Гилева Н.А., Мельникова В.И. Землетрясение 03.02.2016 г. на Среднем Байкале: Очаговые параметры и макро-сейсмические проявления // Геофизические процессы и биосфера. - 2022. - Т. 21. - № 2. - С. 143161. - https://doi:10.21455/GPB2022.2-8
26. Гридин Г.А., Григорьева А.В., Остапчук А.А., Черемных А.В., Бобров А.А. О структурно-вещественной неоднородности зон локализации тектонических нарушений // Динамические процессы в геосферах. - 2023. - Т. 15(1). - С. 11-22. - https://doi. org/10.26006/29490995_2023_15_1_11
27. Смекалин О.П., Чипизубов А.В., Имаев В. С. Палео-землетрясения Прибайкалья: методы и результаты датирования // Геодинамика и тектонофизика. -2010. - Т. 1(1). - С. 55-74. - https://doi.org/10.5800/ GT-2010-1-1-0006
28. Ружич В.В. Тектонический крип в зонах сейсмоактивных разломов Прибайкалья и Монголии // Литосфера Центральной Азии. - Новосибирск: Наука, 1996. - С. 123-128.
29. Солоненко В.П. Гоби-Алтайское землетрясение // Геология и геофизика. - 1960. - № 2. - С. 3-27.
30. Boullier A.M., Ohtani T., Fujimoto K., Ito H., Dubois M. Fluid inclusions in pseudotachylytes from the Nojima Fault Japan // J. Geophys. Res. Solid Earth. B. - 2001. - V. 106(10). - P. 21965-21977. - https:// doi.org/10.1029/2000JB000043
31. Ridolfi F., Renzulli A., Puerini M. Stability and chemical equilibrium of amphibole in calc-alkaline magmas: An overview, new thermobarometric formulations and application to subduction-related volcanoes // Contrib. Mineral. Petrol. - 2010. - V. 160. - P. 45-66.
32. Матвеев М.А., Смульская А.И., Морозов Ю.А. Особенности фрикционного плавления пород и кристаллизации расплава в ходе сейсмического процесса (на примере псевдотахилитов Приладожья) // Физика Земли. - 2022. - № 6. - С. 134-161. -https://doi.org/10.31857/S0002333722060096
33. Морозов Ю.А., Букалов С.С., Лейтес Л.А. Меха-нохимические преобразования шунгита в зоне
динамической подвижки // Геофизические исследования. - 2016. - Т. 17. - № 2. - С. 5-18.
34. Перчук Л.Л. Методы термометрии и барометрии в геологии // Природа. - 1983. - № 7. - С. 88-97.
35. Ружич В.В., Кочарян Г.Г., Травин А.В., Савельева В.Б., Остапчук А.А., Рассказов С.В., Ясныги-на Т.А., Юдин Д.С. Определение PT-условий при формировании сейсмогенных подвижек по глубинному сегменту краевого шва Сибирского кратона // Докл. Акад. наук. - 2018. - Т. 481. - № 4. - С. 434437. - https://doi.org/10.31857/S086956520001774-4
36. Bucher K., Frey M. Petrogenesis of Metamorphic Rocks: Complete Revision of Winkler's Textbook. -Berlin-Heidelberg: Springer-Verlag, 1994.
37. Ружич В.В. Геологический подход к изучению очагов палеоземлетрясений // Экспериментальные и численные методы в физике очага землетрясения / Под ред. М.А. Садовского. - М.: Наука, 1989. -С. 68-78.
38. Соболев Г.А., Веттегрень В.И., Ружич В.В., Иванова Л.А., Мамалимов Р.И., Щербаков И.П. Исследование нанокристаллов и механизма образования зеркала скольжения // Вулканология и сейсмология. - 2015. - № 3. - С. 3-14.
39. Бернштейн В.А. Механогидролитические процессы и прочность твердых тел. - Л.: Наука, 1987.
40. Соболев Г.А., Веттегрень В.И., Ружич В.В., Кириен-кова С.М., Смульская А.И., Мамалимов Р.И., Кулик В.Б. Исследование нанокристаллов зеркала скольжения из зоны сейсмодислокации // Геофизические исследования. - 2015. - Т. 16. - № 4. - С. 5-14.
41. Соболев Г.А., Киреенкова С.М., Морозов Ю.А., Смульская А.И., Веттегрень В.И., Кулик В.Б., Мамалимов Р.И. Исследование нанокристаллов в зоне динамической подвижки // Физика Земли. - 2012. -№ 9/10. - С. 17-25.
42. Verberne B.A., Niemeijer A.R., De Bresser J.H.P., Spiers C.J. Mechanical behavior and microstructure of simulated calcite fault gouge sheared at 20-600°C: Implications for natural faults in limestones // J. Geophys. Res. Solid Earth. - 2015. - V. 120. - No. 12. -P. 8169-8196. - https://doi.org/10.1002/2015JB012292
43. PecM., Stünitz H., Heilbronner R., DruryM.Semi-brittle flow of granitoid fault rocks in experiments // J. Geophys. Res. Solid Earth. - 2016. - V. 121. -No. 3. - P. 1677-1705. - https://doi.org/10.1002/2015 JB012513
44. Marti S., Stünitz H., Heilbronner R., Plümper O., Drury M. Experimental investigation of the brittle-viscous transition in mafic rocks—Interplay between fracturing, reaction, and viscous deformation // J. Struct. Geology. - 2017. - V. 105. - P. 62-79. -https://doi.org/10.1016/jjsg.2017.10.011
45. Bürgmann R. The geophysics, geology and mechanics of slow fault slip // Earth Planet. Sci. Lett. - 2018. -V. 495. - P. 112-134. - https://doi.org/10.1016/j.epsl. 2018.04.062
46. Im K., Saffer D., Marone C. Avouac J.P. Slip-rate-dependent friction as a universal mechanism for slow slip events // Nat. Geosci. - V. 13. - No. 10. - P. 705710. - https://doi.org/10.1038/s41561-020-0627-9
47. Verberne B.A., van den Ende M.P.A., Chen J., Niemeijer A.R., Spiers C.J. The physics of fault friction: Insights from experiments on simulated gouges at low shearing velocities // Solid Earth. - 2020. - V. 11. -P. 2075-2095. - https://doi.org/10.5194/se-11-2075-2020
48. Кочарян Г.Г., Будков А.М., Кишкина С.Б. Влияние структуры зоны скольжения разлома на скорость распространения разрыва при землетрясении // Физ. мезомех. - 2022. - Т. 25. - № 4. - С. 84-93. -https://doi.org/10.55652/1683-805X_2022_25_4_84
Поступила в редакцию 28.06.2023 г., после доработки 19.07.2023 г., принята к публикации 28.07.2023 г.
Сведения об авторах
Ружич Валерий Васильевич, д.г.-м.н., гнс ИЗК СО РАН, [email protected] Кочарян Геворг Грантович, д.ф.-м.н., проф., зам. дир. ИДГ РАН, [email protected] Остапчук Алексей Андреевич, к.ф.-м.н., внс ИДГ РАН, [email protected] Шилько Евгений Викторович, д.ф.-м.н., зам. дир. ИФПМ СО РАН, [email protected]
