CC BY
47
УДК 551.24, 531.396
Роль внутренних напряжений в плитных средах как фактора, определяющего деформационную активность на границах раздела. Оценка величины избыточных тектонических напряжений
С.Г. Псахье1,2,3, Е.В. Шилько12, С.В. Астафуров1, А.В. Димаки1,
Н.Г. Гранин4, В.В. Ружич5, Р.Ю. Гнатовский4
1 Институт физики прочности и материаловедения СО РАН, Томск, 634021, Россия 2 Томский государственный университет, 3 Томский политехнический университет, Томск, 634050, Россия 4 Лимнологический институт СО РАН, 5 Институт земной коры СО РАН, Иркутск, 664033, Россия
В работе проведено исследование закономерностей локализации деформаций на границах раздела структурных элементов в квазидвумерных блочных (плитных) средах. В качестве модельной плитной среды использовался ледовый покров озера Байкал. Основное внимание уделено анализу взаимосвязи внутриплитных деформаций и межплитных перемещений. Установлено, что активизация конвергентных смещений на межплитных границах и развитие зон поддвига в ледовом покрове связаны с ростом растягивающих внутриплитных напряжений, что соответствует основным закономерностям тектонических процессов в литосфере. На основе анализа распределения напряжений сделано заключение о том, что закономерности деформационных процессов в плитном ледовом покрове отвечают концепции тектоники литосферных плит. Полученные результаты позволили оценить характерный уровень тектонических напряжений (2-10% величины прочности материала плит), при котором происходит активизация конвергентных смещений на межплитных границах. При этом на отдельных участках плитной среды возможно достижение аномально высоких значений внутренних напряжений (до 20-30% прочности), приводящих к фрагментации структурных блоков и вовлечению образовавшихся границ раздела в деформационные процессы. Показано, что в условиях столь высоких внутренних напряжений наблюдаются заметные отклонения деформационного режима на межплитных границах от типичного, что можно рассматривать как предвестник динамических сейсмогенерирующих событий.
Ключевые слова: плитная среда, межплитные границы, зоны поддвига, тектонические напряжения, порог активизации межплитных перемещений, деформационные предвестники
Internal stress in block media as a factor responsible for interface strain activity.
Estimation of excess tectonic stress
S.G. Psakhie1,2,3, E.V. Shilko1,2, S.V. Astafurov1, A.V Dimaki1,
N.G. Granin4, V.V. Ruzhich5 and R.Yu. Gnatovsky4
1 Institute of Strength Physics and Materials Science SB RAS, Tomsk, 634021, Russia 2 Tomsk State University, 3 Tomsk Polytechnic University, Tomsk, 634050, Russia 4 Limnological Institute SB RAS, 5 Institute of the Earth’s Crust SB RAS, Irkutsk, Russia
The paper studies the mechanisms of strain localization at the interfaces of structural elements in quasi-2D block media. The model block medium is the ice cover of the Lake Baikal. The emphasis in the paper is on analyzing the interplay between intrablock strains and interblock displacements. It is shown that the activation of convergent interblock displacements and the underthrust zone development in the ice cover is due to an increase in tensile intrablock stress, and this is consistent with the main mechanisms of tectonic processes in the lithosphere. Analysis of the stress distribution allows the conclusion that the deformation mechanisms in ice blocks fit the concept of lithospheric plate tectonics. The obtained results make it possible to estimate the characteristic tectonic stress (2-10 % of the plate strength) at which convergent interblock displacements are activated. It is found that in individual regions of the block medium, anomalously high internal stress (up to 20-30% of the plate strength) can be reached resulting in fragmentation of structural blocks and involvement of the thus formed interfaces in the deformation. It is demonstrated that with so high internal stress, the deformation at the block interfaces is far from typical, and this can be considered as a precursor of coming dynamic seismogenic events.
Keywords: block medium, interblock boundaries (block interfaces), underthrust zones, tectonic stress, activation threshold of interblock displacements, deformation precursor
© Псахье С.Г., Шилько Е.В., Астафуров С.В., Димаки А.В., Гранин Н.Г., Ружич В.В., Гнатовский Р.Ю., 2010
1. Введение
Важным классом задач в механике структурно-неоднородных сред является изучение закономерностей деформации и разрушения специфических блочных систем, структурные элементы которых расположены преимущественно в одной плоскости. При этом величина и характер деформационных процессов во многом определяются наличием стесненных граничных условий. Блочные системы (среды) такого рода будем называть квазидвумерными или плитными. Указанные геометрические особенности плитных сред стимулируют возникновение в них в процессе эволюции специфических деформационных механизмов и структур, связанных, в частности, с удалением материала плит из плоскости деформирования. Эти структуры контролируют уровень напряжений в среде и определяют ее высокую деформационную способность.
Классическим примером плитных сред в природе является литосфера, которая на макроскопическом масштабном уровне рассматривается как квазидвумерная среда, покоящаяся на основании с пониженной вязкостью [1]. Все разнообразие механизмов деформационных процессов в разломно-блоковых средах может быть условно подразделено на два типа: внутриблочные механизмы и межблочные, связанные с процессами деформации и разрушения на границах взаимодействующих структурных элементов (разномасштабных геоблоков, литосферных плит). С точки зрения концепции структурных уровней деформации и разрушения твердых тел различные механизмы релаксации имеют различный пороговый уровень активации и их совокупность образует иерархию [2, 3]. В процессе нагружения твердого тела возрастание приложенных напряжений сопровождается последовательной активизацией релаксационных механизмов все более высоких уровней, вплоть до фрагментации.
Принципиально важной особенностью литосферы является ее замкнутость, т.е. наличие стесненных механических граничных условий в плоскости залегания. Данные особенности макроскопической геометрии литосферы и механических характеристик основания стимулируют ее фрагментацию, т.е. разбиение на ансамбль взаимодействующих плит, и возникновение типичных для плитных сред деформационных механизмов, связанных с удалением зрелого материала из плоскости деформирования (субдукция и обдукция) и формированием нового при спрединге.
Одной из актуальных проблем геотектоники и геодинамики, связанных с пониманием закономерностей деформационных процессов в литосфере, является исследование зон субдукции и их влияния на напряженное состояние среды. В настоящее время проблемам возникновения и функционирования деформационных струк-
тур субдукционного типа (зон океанической и континентальной субдукции, а также зон обдукции) посвящено большое количество работ [4-7]. При этом ввиду колоссальных пространственных и временных масштабов изучаемых деформационных процессов в таких зонах, детальный анализ их закономерностей возможен только с использованием компьютерного моделирования [811]. Результаты этих работ позволили прояснить многие аспекты, касающиеся необходимых условий формирования субдукционных зон. В частности, показано, что такие деформационные структуры должны формироваться на уже существующих границах раздела литосферных плит дивергентного или трансформного типов [9]. При этом прочностные характеристики этих границ должны быть намного ниже соответствующих характеристик материала самих плит. В то же время, несмотря на достигнутые успехи, результаты этих работ носят во многом предположительный характер и, в свою очередь, ставят ряд новых вопросов. В частности, дискуссионным является вопрос о характерной величине порога вовлечения уже сформировавшихся деформационных структур субдукционного типа в деформационные процессы и о роли субдукции как деформационного механизма, контролирующего характерный уровень тектонических напряжений в плитной среде. К проблемам этого типа относится и вопрос о связи прочностных характеристик среды в зоне субдукции с величиной изменения тектонических напряжений при ее активизации.
Все сказанное свидетельствует о важности физического моделирования деформационных процессов в литосфере с привлечением упрощенных модельных систем (сред). Такие модельные среды должны удовлетворять требованиям их аналогии земной коре, по крайней мере, с точки зрения реологии, блочного строения и динамики поведения. Как показали результаты исследований [12, 13], перспективной модельной средой для изучения тектонических процессов является плитный ледовый покров оз. Байкал. Межблочные границы (трещины), пронизывающие его на всю толщину, играют роль во многом аналогичную границам раздела литосферных плит. Обоснованность использования ледового покрова Байкала для моделирования поведения фрагментов литосферы подтверждается, в частности, качественным соответствием их температурных режимов (наличием и знаком температурных градиентов по толщине), тепловой природой деформационных процессов, подобным характером изменения механических свойств льда и горных пород с глубиной (квазивязкое поведение в основании и хрупкое в приповерхностной части), наличием подложки с другими реологическими характеристиками и т.д. При этом необходимо особо отметить принципиально важную роль стесненных граничных условий в горизонтальной плоскости, благодаря кото-
рым в ледовом покрове Байкала формируется сложная система нагружения, приводящая к фрагментации системы и формированию протяженных (до нескольких десятков километров) зон поддвига, аналогичных суб-дукционным зонам в литосфере.
В рамках исследований плитного ледового покрова в работе [13] приведены результаты, демонстрирующие сходство необходимых условий образования деформационных структур субдукционного типа в ледовом покрове и литосфере. В то же время за кадром остались важные вопросы, касающиеся оценки характерного уровня напряжений в плитной среде, а также роли под-двиговых деформаций как механизма релаксации тектонических напряжений. Отметим, что в соответствии с классическим определением [14, 15] напряжения определяющие деформационные процессы на межплитных границах ледового покрова могут рассматриваться как тектонические. Этим актуальным проблемам посвящена настоящая работа, в которой особое внимание уделяется исследованию особенностей функционирования деформационных структур субдукционного типа.
2. Описание объекта исследования и методики проведения измерений
Фрагментированная структура исследуемого участка плитного ледового покрова озера Байкал показана на рис. 1. Исследования проводились в марте 2009 г. вблизи юго-западного побережья озера. Можно видеть, что ледовый покров в данной области состоит из нескольких основных плит П1-П3, разделенных границами раздела субдукционного типа (зонами поддвига) Т1 и Т3. Грани-
Рис. 1. Карта исследуемой области ледового покрова оз. Байкал вблизи юго-западного побережья. Сплошными линиями изображены картированные линии основных межблочных границ (Т1 и Т3 — основные протяженные границы в данном районе, Т2 — прибрежная аккомодационная граница раздела, ТВ — вдольбереговая надвиговая граница). Пунктирными линиями обозначены направления дальнейшего простирания соответствующих границ раздела. Прямоугольниками отмечены участки границ, на которых осуществлялся мониторинг локальных межблочных перемещений и деформаций верхнего хрупкого слоя ледового покрова. П1, П2 и П3 — основные ледовые плиты
цы Т1 и Т3 простираются в сторону противоположного берега и выделяют крупные плиты с характерными размерами более 10 км. При этом плита П2 на исследуемом участке, в свою очередь, частично фрагментирована прибрежной поддвиговой границей Т2. Все три границы соединены в единую систему вдольбереговой поддвиговой границей ТВ, имеющей протяженность несколько десятков километров. Таким образом, выбранная область ледового покрова представляла собой участок плитной среды, основные фрагменты которой ограничены зонами поддвига. Указанные особенности структуры сделали возможным изучение роли деформационных структур субдукционного типа как механизма деформации плитной среды.
Отметим, что зоны поддвига Т1—Т3 сформировались на уже существовавших границах раздела дивергентного типа в результате изменения регионального поля напряжений. Такие особенности образования конвергентных границ являются типичными для ледового покрова Байкала и соответствуют современным представлениям об условиях формирования зон субдукции в земной коре [9, 11, 13].
Исследование режима и условий функционирования зон поддвига на исследуемом участке ледового покрова осуществлялось путем долговременного мониторинга относительных перемещений ледовых фрагментов на границах Т2 и Т3, а также интегральных деформаций хрупкого поверхностного слоя льда (в слое 0-30см от дневной поверхности) в горизонтальной плоскости вблизи границ. Датчики деформаций размещались по обе стороны от изучаемых границ на удалении около 10 м. Регистрировались деформации в направлениях, продольном и поперечном по отношению к линии соответствующей границы раздела. Для мониторинга смещений и деформаций использовались разработанная в ИФПМ СО РАН и ИЗК СО РАН распределенная система мониторинга смещений в геологических блочных средах СДВИГ-4МР [16], оснащенная тросовыми датчиками перемещений Micro-Epsilon и датчиками деформаций Tongda. Участки границ Т2 и Т3, на которых осуществлялась долговременная регистрация смещений и деформаций, отмечены на рис. 1 серыми прямоугольниками.
Для оценки абсолютных смещений ледовых плит применялся GPS-приемник типа Trimble, расположенный на плите П2. Сопоставление данных GPS-измерений с полученными кривыми относительных смещений ледовых фрагментов позволило сделать вывод о том, что в период проведения исследования имело место преимущественное перемещение основного ледового массива в северном-северо-западном направлении, что обусловило формирование и последующее развитие изучаемых зон поддвига.
3. Результаты мониторинга деформаций ледового покрова и их обсуждение
3.1. Закономерности локализации межплитных перемещений на активных границах раздела
Интенсивность деформационных процессов в плитном ледовом покрове, находящемся в стесненных условиях, в конечном счете, связана с изменением температуры среды и, как следствие, с изменением его равновесных линейных размеров в горизонтальной плоскости. В условиях механического ограничения береговой линией это приводит к росту или снижению внутренних напряжений в ледовом массиве, что наиболее ярко проявляется через деформации хрупкого поверхностного слоя.
Как показали результаты проведенных исследований, температурный тренд определяет направление (конвергенция или дивергенция) и характерные скорости деформаций на активных границах раздела. Это проявляется, в частности, в том, что снижение средней температуры окружающей среды приводит к консолидации значительных по размерам областей ледового покрова, сопровождающейся «залечиванием» ранее активных границ. В то же время при потеплении происходит фрагментация ледового покрова, связанная с возникновением новых и активизацией «залеченных» границ субдукционного типа. Так, на рис. 2 представлены результаты измерения относительных нормальных перемещений фрагментов ледового покрова на границах Т2 и Т3. Можно видеть, что в периоды потепления (неза-штрихованные области) на границах раздела происходят значительные по величине конвергентные смещения, то есть имеет развитие зоны поддвига. В периоды похолодания (заштрихованные области) происходит частичная консолидация фрагментов, проявляющаяся, в частности, в низкой деформационной активности границ раздела Т2 и Т3 и их частичном «залечивании».
Отметим, что хотя аккомодационная граница Т2 и не является замкнутой, ее наличие приводит к значительной фрагментации поля смещений плиты П2, свидетельством чего являются значительные относительные перемещения фрагментов (рис. 2, а). Это качественно соответствует известному факту фрагменти-рованности поля смещений крупных литосферных плит и выделения более мелких структурных фрагментов и может рассматриваться как дополнительное подтверждение обоснованности рассмотрения ледового покрова как модельной плитной среды.
3.2. Анализ распределения внутриплитных деформаций
При анализе роли деформаций ледовых плит (в данном случае правильнее говорить о приращениях деформаций Де с момента начала измерений) как фактора, определяющего активность межплитных перемещений, следует иметь в виду, что регистрируемые значения Де содержат три составляющие: упругую, пластическую и криповую (связанную с ползучестью ледового покрова). Точная оценка последней Десг является сложной задачей и может быть получена лишь путем трехмерного компьютерного моделирования при условии знания начальных и граничных условий, а также распределения физико-механических параметров льда по глубине. Тем не менее, простейшая качественная оценка может быть получена на основе использования уравнения вязкоупругости для одномерной системы, записанного в конечно-разностной форме: Десг = стД?/ п, где а — напряжение; Д1 — рассматриваемый масштаб времени. Для двухнедельного временного интервала, уровня напряжений а ~ 1 МПа (характерная величина прочности льда) и предельного значения вязкости п~ ~1015 Па-с (что является вполне обоснованным для верхнего хрупкого слоя ледового покрова) величина
3 5 7 9 11 13 15 5 7 9 11 13 15
Март 2009 г. Март 2009 г.
Рис. 2. Кривые нормальных относительных перемещений бортов ледовых фрагментов на границах раздела Т2 (а) и Т3 (6). Уменьшение абсолютной величины смещений на графиках соответствует конвергенции плит. Заштрихованные области соответствуют периодам (дням) похолодания, в течение которых деформации на Т2 и Т3 не существенны. Стрелками отмечены начала участков активной конвергенции плит. Пунктирные сегменты кривых перемещений соответствуют периодам, когда проведение измерений по техническим причинам было невозможным
деформации имеет значение Десг ~ 0.1 %. Сопоставление Десг с зарегистрированными приращениями деформаций вблизи границ Т2 и Т3 дает основание утверждать, что криповая составляющая полных деформаций является доминирующей. При этом, поскольку знак Десг определяется знаком действующих напряжений, регистрируемые изменения тренда и скорости приращения деформаций дают основания судить о знаке и изменении величины действующих в среде напряжений.
В целом результаты мониторинга показали, что активность деформационных процессов на межплитных границах тесно связана со знаком и наклоном трендов (скоростью) внутриплитных деформаций. При этом определяющая роль принадлежит деформации в поперечном к береговой линии направлении (что объясняется особенностями геометрии ледового массива, а именно значительной длиной озера по отношению к его ширине). На рис. 3 приведены усредненные кривые приращений поперечных внутриплитных деформаций вблизи границ раздела Т2 и Т3 (в данном случае поперечными условно называются деформации в направлении близпоперечном к локальной ориентации береговой линии). Здесь на рис. 3, а графики отвечают деформациям консолидированного ледового фрагмента, ограниченного границами Т2 и Т3. На рис. 3, 6 деформационные кривые отвечают деформациям соседних фрагментов, разделяемых границей Т2.
Анализ деформометрических данных показывает, что в периоды активных конвергентных процессов на Т2 и Т3 (незаштрихованные области на рис. 2 и3) тренд деформаций является положительным. Это отвечает преимущественному действию растягивающих напряжений в ледовых плитах. Этапы «затишья» (заштрихованные области на рис. 3), как правило, сопровождаются сменой знака приращений, что отвечает снижению величины и изменению знака внутриплитных напряже-
ний. Отметим, что аналогичные закономерности справедливы и для продольных по отношению к береговой линии деформаций.
Сравнительный анализ динамики накопления деформаций в различных областях ледовой плиты П2 дает основание утверждать, что пространственное распределение напряжений внутри фрагментов ледового покрова является достаточно однородным. Об этом свидетельствуют, в частности, данные, полученные для фрагмента плиты П2, ограниченного зонами поддвига Т2 и Т3 (рис. 3, а). Можно видеть, что кривые приращения деформаций вблизи противоположных границ этого фрагмента практически идентичны. Это позволяет утверждать, что, по крайней мере, вблизи внешних границ фрагментов внутренние напряжения являются близкими по величине и изменяются по одинаковому закону.
Одним из важных направлений исследований в современной тектонике является определение тектонических напряжений (и, главным образом, их горизонтальных составляющих). Согласно классическому определению, тектоническими считаются напряжения, достаточно однородно распределенные на протяжении, многократно (в 10-100 раз) превышающем толщину хрупкой части литосферы [14]. При этом полные напряжения в некоторой точке могут быть условно разделены на тектоническую и локальную составляющие. Приведенные выше результаты для крупного консолидированного фрагмента ледовой плиты П2 (рис. 3, а) демонстрируют, что изменения деформаций определяются действием именно тектонических напряжений. При этом сопоставление деформационных кривых в поперечном и продольном по отношению к береговой линии направлениях, проведенное для измерительных точек вблизи Т2 и Т3, показывает, что ориентация максимального главного тектонического напряжения для фрагмента ледовой плиты, ограниченного границами Т2 и Т3, является
Рис. 3. Схематические кривые приращений поперечных к береговой линии деформаций поверхностного слоя ледового покрова глубиной 30 см вблизи границ раздела Т2 и Т3: 1 — справа от Т2, 2 — слева от Т3, 3 — слева от Т2. Кривые получены на основе усреднения регистрируемых деформаций по 12-часовым интервалам. Возрастание величины деформации соответствует расширению в направлении поперечном к береговой линии. Заштрихованные области соответствуют временным интервалам (дням), в течение которых деформации на Т2 и Т3 не существенны
близпоперечной по отношению к береговой линии и приблизительно соответствует направлению общего перемещения основного ледового массива (на север-северо-запад по данным GPS). Этот результат хорошо соответствует данным о согласованности ориентации наибольших главных тектонических напряжений в отдельных литосферных плитах и направления относительных или абсолютных перемещений этих плит [14, 15]. Помимо этого, известный в тектонике факт, что напряжения в направлении движения литосферных плит являются положительными, справедлив и для ледового покрова. Таким образом, можно утверждать, что в плитном ледовом покрове процессы абсолютного и относительного перемещения структурных элементов генетически связаны с внутриплитными тектоническими напряжениями и определяются ими, т.е. имеет место плитная тектоника.
Хорошо известно, что напряженное состояние различных фрагментов крупной литосферной плиты, разделенных мощными интерфейсными зонами, может значительно различаться [15]. Результаты, полученные для ледового покрова, согласуются с данными представлениями. В частности, как можно судить из рис. 3, б, напряженное состояние различных фрагментов, разделенных мощной аккомодационной границей Т2, отличается значительно, а характерные значения максимальных напряжений — кратно. При этом различие в величине напряжений в направлении параллельном береговой линии выражено в еще большей степени. Таким образом, отмеченная выше фрагментированность поля смещений внутри крупной ледовой плиты П2 связана с различием напряженного состояния ее структурных фрагментов и, по-видимому, является типичной для плитных сред различной природы, включая литосферу. На границах раздела фрагментов (в зонах под-двига) градиент напряжений является максимальным,
что и определяет локализацию в них деформационных процессов.
3.3. Оценка величины внутриплитных деформаций и релаксационной способности межплитных границ
При анализе закономерностей деформационных процессов в блочных средах важным является знание не только распределения тектонических напряжений, но и их характерного уровня, а также прочности межблочных интерфейсов как наиболее ослабленных зон. Непосредственное определение величины тектонических напряжений в ледовом покрове на основе анализа деформометрических данных технически трудноосуществимо. Тем не менее, некоторая количественная оценка может быть проведена на основе изменения локальных значений деформаций вблизи границ раздела в ходе активизации относительных конвергентных перемещений фрагментов.
Конвергентные смещения на изучаемых границах раздела (в зонах поддвига), как правило, представляют собой чередование достаточно длительных (десятки минут - часы) периодов «медленных» относительных перемещений фрагментов со скоростью 10^-Ю-4 м/с и кратковременных (секунды) актов динамической конвергенции со скоростями до 0.1-0.2 м/с (рис. 4, а). Как показывает анализ, акты динамической конвергенции, по-видимому, связаны с возникновением и преодолением (разрушением) локальных препятствий конвергенции ледовых плит на отдельных участках границ раздела. В ходе импульсов динамических конвергентных смещений происходит динамический сброс напряжений, регистрируемый в форме скачка деформаций Дее1. Пример такого скачка, соответствующего началу активизации границы Т2 14 марта (на рис. 4, а данный акт отмечен левой стрелкой), приведен на рис. 4, б. Величина сброса напряжений, соответствующая скачкам дефор-
Динамическая
и ...........................................—
14:00 15:00 16:00 17:00 18:00
Часы:минуты
0.053-
=г 0.051 -
в-
Q)
СГ 0.049
0.047
Динамическая
конвергенция
15:14:02
Дд/АГ
15:12:30 15:13:30 15:14:30 15:15:30
Часы:минуты:секунды
Рис. 4. Кривые относительного нормального перемещения границ фрагментов плиты П2 на границе раздела Т2 (а) и приращения продольной деформации поверхностного слоя ледового покрова вблизи Т2 (б) в ходе активизации межблочных границ 14 марта 2009 г. Стрелками на рисунке (а) отмечены акты динамической конвергенции плит
маций, оценивалась в работе в рамках приближения одноосного деформирования: Да = Е | Дее1|, где Е~ ~ 5 ГПа — характерное значение модуля Юнга льда [17, 18].
Проведен анализ 14 динамических событий, происходивших в различные периоды активизации и развития поддвиговых процессов на границах Т2 и Т3 (37 марта, 10 марта и 14-15 марта, рис. 2). В большинстве случаев значения Дее1 являлись положительными, что соответствует расширению материала в результате динамической конвергенции блоков. Данный факт может быть интерпретирован как результат разгрузки вследствие скачкообразного перемещения (удаления) некоторой части стесненного фрагмента ледовой плиты в зоне поддвига из плоскости деформирования. При этом значения скачков деформации Де^ в направлении близ-поперечном по отношению к береговой линии (то есть параллельном линии границы раздела Т2 или Т3, вблизи которой регистрировались деформации) в большинстве случаев были ниже соответствующих значений скачков деформации (Де[[1) в продольном к береговой линии направлении. Данная закономерность была связана с тем, что величина Де^ в значительной степени определяется релаксацией напряжений на поддвиговой границе ТВ, простирающейся вдоль береговой линии и близперпендикулярной к исследуемым Т2 и Т3 (рис. 1). Поскольку ТВ расположена на значительном удалении от мест установки датчиков деформаций, регистрируемая величина Де^ была, как правило, меньше Де1е1.
По оценкам, проведенным на основе использования значений Дее^ среднее характерное значение величины сброса напряжений Да составляет 0.1- 0.15 МПа. Величина снимаемых избыточных напряжений Да тесно связана с величиной внутреннего сцепления аг на наиболее прочных участках зон поддвига. Если по аналогии с [19, 20] принять, что отношение Да]а£ по порядку величины близко к единице, можно оценить характерную прочность зоны поддвига как 0.1-0.3 МПа. Данная оценка хорошо согласуется с результатами компьютерного моделирования [12], где величина пороговых напряжений активизации зоны поддвига составила около 0.3 МПа. Важно отметить, что отличие аг от характерного значения прочности льда на сжатие составляет 2-10 % и соответствует данным, полученным для мощных землетрясений, приуроченных к зонам субдукции в литосфере [19, 20]. Это говорит о подобии условий активизации деформационных структур в плитных средах различной природы и подтверждает перспективность изучения закономерностей деформационных и сейсмичес-ких процессов в земной коре на плитном ледовом покрове.
Утверждение о связи величины Да с прочностью сцепления межплитных границ раздела в ледовом покрове подтверждается и установленным фактом сущест-
венного возрастания Да при активизации конвергентных смещений после периодов «затишья», когда происходит частичное залечивание зон поддвига. Так, в ходе активизации 14 марта (после трехдневного периода «затишья») величина сброса напряжений при первом динамическом событии составила около 0.8 МПа. Соответствующее значение аг, а следовательно, и величины пороговых напряжений «залеченных» границ могло достигать 20-40 % от величины прочности самих плит.
Отметим, что активизация 14 марта была наиболее мощной из наблюдаемых за весь период проведения исследований в 2009 г. и характеризовалась вовлечением в деформационные процессы ранее долгое время неактивных зон поддвига (в частности границы Т1, не активной со 2 по 14 марта). Сказанное позволяет оценить характерную пороговую величину тектонических напряжений в плитной среде, при которых релаксационная способность активных границ раздела становится недостаточной и происходит фрагментация консолидированных фрагментов, как составляющую 20-30 % от величины прочности плит.
3.4. Особенности деформационных процессов в плитной среде в условиях высоких внутренних напряжений
Известно, что поведение блочной среды в условиях крайне высоких внутренних напряжений зачастую сильно отличается от ее поведения при нормальном (характерном) уровне напряжений. Это может проявляться, например, в изменении характера деформационных процессов на стадии подготовки активизации «залеченных» межплитных границ (т.е. появлении аномалий деформационного режима, которые можно рассматривать как предвестники динамических событий). Так, в период «затишья», предшествующий активизации 14 марта, были зарегистрированы два вида деформационных предвестников. К ним относятся долгосрочное (на протяжении суток) изменение характера относительных перемещений плит, а также появление краткосрочных (менее чем за час до начала активизации) импульсов смещений с амплитудой до нескольких миллиметров. На рис. 5 приведены кривые относительных нормальных смещений фрагментов П2 и П3 на границе Т3 на стадии подготовки активизаций конвергентных процессов 10 марта (рис. 5, а) и 14 марта (рис. 5, б). Можно видеть, что в первом случае конвергентным процессам предшествует их небольшая дивергенция на величину до нескольких сантиметров. Данный характер смещений на этапе подготовки активной конвергенции плит является типичным [13], и его нарушение, как правило, связано с изменением распределения напряжений в ледовом массиве как блочной (плитной) системе. Такое нарушение и было зарегистрировано в период подготовки активизации 14 марта (рис. 5, б), когда на
18:00
9-10 марта 2009 г.
02:00 10:00 13-14 марта 2009 г.
18:00
Рис. 5. Кривые нормальных относительных перемещений бортов ледовых фрагментов на границе раздела Т3 в периоды подготовки и реализации конвергентных событий 9-10 марта (а) и 13-14 марта (б). Стрелкой отмечено начало активной конвергенции плит
протяжении суток наблюдалось практически полное деформационное «затишье» на изучаемых границах раздела Т2 и Т3. Более того, за 30 мин до момента динамической активизации границ 14 марта (произошедшей в 15:14) на границе Т3 было зарегистрировано появление большого количества импульсов относительных смещений блоков амплитудой до 5 мм, которые за 20 мин до начала активизации превратились в сплошной «шум» (рис. 6, а). Характерный период появления импульсов составлял 2-8 с (рис. 6, б). Отметим, что схожие эффекты были выявлены при мониторинге относительных смещений краев нескольких мелких несквозных трещин на плите П2. В предыдущие дни конвергентных смещений столь яркого проявления процессов подготовки мощных конвергентных событий не регистрировалось, что свидетельствует о действительно аномальном характере события 14 марта. Как показал анализ комплекса деформационных и сейсмических данных, описанные аномалии, по-видимому, действительно связаны с достижением высоких внутренних напряжений в плитной среде, следствием чего стало, в частности, вовлечение в деформационные процессы межплитной
границы Т1, ранее неактивной в течение почти двух недель.
Таким образом, характер и режим деформационных процессов на межплитных границах в ледовом покрове озера Байкал контролируется величиной и знаком тектонических напряжений, а также физико-механическими характеристиками самих границ раздела (в данном случае — зон поддвига). При этом, как демонстрируют результаты мониторинга сейсмической активности ледового покрова [21], явления активизации деформаций на «залеченных» межплитных границах сопровождаются наиболее мощными сейсмическими эффектами с энергией до 106 Дж. Энергия сейсмических событий, сопровождающих деформационные процессы на слабо-залеченных границах раздела, как правило, на несколько порядков меньше. Сказанное является справедливым и для активных границ раздела (тектонических разломов, зон субдукции) в земной коре. В частности, мощные землетрясения зачастую связаны с активизацией «залеченных» тектонических разломов (что имело место, например, при Чуйском землетрясении 27 сентября 2003 г. с М = 7.5). Таким образом, ледовый покров
14 марта 2009 г.
14 марта 2009 г.
Рис. 6. Кривые нормальных относительных перемещений бортов ледовых фрагментов на границе раздела Т3 в период подготовки динамической активизации 14 марта: 40-минутный временной интервал перед активизацией (а) и детальная иллюстрация структуры импульсов смещений (б). Стрелка на рисунке (а) отмечает момент начала динамической конвергенции (15 ч 14 мин)
03. Байкал предоставляет уникальную возможность изучения влияния величины тектонических напряжений на закономерности аккомодации деформаций на границах раздела в блочных/плитных средах, в частности в литосфере.
4. Заключение
Проведенные натурные исследования показали, что закономерности локализации деформаций на границах раздела фрагментов плитного ледового покрова оз. Байкал определяются распределением, величиной и знаком внутриплитных напряжений. В частности, конвергентные межплитные перемещения, приводящие к формированию и развитию зон поддвига ледового покрова (аналогов зон субдукции), являются результатом возрастания положительных (растягивающих) напряжений. Снижение величины и смена знака напряжений приводят к частичной консолидации блоков, заключающейся в «залечивании» некоторых из ранее активных конвергентных границ раздела, и локализации небольших преимущественно дивергентных межблочных перемещений на оставшихся границах. При этом важно отметить, что распределение напряжений внутри консолидированных (т.е. не разделенных сквозными трещинами) фрагментов ледового покрова является достаточно однородным и согласуется с направлением преимущественного перемещения самих фрагментов. В то же время напряженное состояние соседних фрагментов может различаться значительно. Как уже упоминалось, в соответствии с классическим определением [15, 16] напряжения определяющие деформационные процессы на меж-плитных границах ледового покрова могут рассматриваться как тектонические. Таким образом, полученные результаты убедительно доказывают существование плитной тектоники в ледовом покрове оз. Байкал и тем самым подтверждают обоснованность его использования для физического моделирования тектонических процессов в литосфере.
На основе измерения внутриплитных деформаций проведена оценка пороговых напряжений активизации конвергентных процессов в зонах поддвига как деформационных структурах высокого ранга. Показано, что величина этих напряжений связана с внутренним сцеплением на наиболее прочных участках межплитных границ и, как правило, изменяется в пределах 2-10 % от величины прочности материала самих плит. При этом в случае «залеченных» границ (после достаточно продолжительных периодов «затишья» деформационной активности) величина порога активизации может достигать аномально высоких значений 20-30 % прочности материала плит. Как показывают результаты исследований 2007-2009 гг., столь высокие внутренние напряжения могут провоцировать изменение характера деформационных процессов в блочной среде, в том числе
появление предвестников динамических конвергентных событий и эффекты фрагментации консолидированных блоков. Это позволяет предположить, что аномалии деформационного режима земной поверхности, зарегистрированные в разное время перед крупными землетрясениями, по-видимому, связаны с достижением некоторого порогового уровня напряжений в области регистрации [22]. На основе данных, полученных на ледовом покрове, можно предположить, что характерная величина таких напряжений может достигать 20-30 % прочности горных пород. Таким образом, ледовый покров озера Байкал предоставляет уникальную возможность изучения влияния напряженного состояния на закономерности процессов аккомодации деформаций в плитных средах различной природы, в частности в литосфере.
Исследования выполнены в рамках Междисциплинарного интеграционного проекта СО РАН № 20, а также при частичной финансовой поддержке грантов РФФИ № 09-05-00968-а и Фонда содействия отечественной науке. Авторы выражают благодарность Е.В. Матвееву и А.Ю. Панченко за помощь в проведении экспедиционных работ.
Литература
1. Steinberger B., Calderwood A.R. Models of large-scale viscous flow in the Earth’s mantle with constraints from mineral physics and surface observations // Geophys. J. Int. - 2006. - V. 167. - No. 3. -P. 1461-1481.
2. Структурные уровни пластической деформации и разрушения / Под ред. В.Е. Панина. - Новосибирск: Наука, 1990. - 252 с.
3. Панин В.Е., Гриняев Ю.В., Псахье С.Г. Физическая мезомеханика: достижения за два десятилетия развития, проблемы и перспективы // Физ. мезомех. - 2004. - Т. 7. - Спец. вып. - Ч. 1. - С. I-25-I-40.
4. Добрецов Н.Л., Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин А.А. Глубинная геоди-
намика. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «ГЕО», 2001. -409 с.
5. Stern R.J. Subduction zones // Rev. Geophys. - 2002. - V. 40. - No. 4. -
P. 3-1-3-37.
6. Chemenda A.I., Mattauer M., Bokun A.N. Continental subduction and a mechanism from exhumation of high-pressure metamorphic rocks: New modeling and field data from Oman // Earth Planet. Sci. Lett. -1996. - V. 143. - P. 173-182.
7. Ye K., Cong B., Ye D. The possible subduction of continental material to depths greater than 200 km // Nature. - 2000. - V. 407. - No. 6805. -P. 734-736.
8. Коробейников С.Н., Полянский О.П., Свердлова В.Г., Бабичев А.В., Ревердатто В.В. Компьютерное моделирование поддвига и суб-дукции в условиях перехода габбро-эклогит в мантии // Докл. РАН. - 2008. - Т. 420. - № 5. - С. 654-658.
9. Hall C.E., GurnisM., SdroliasM., LavierL.L., MillerR.D. Catastrophic
initiation of subduction following forced convergence across fracture zones // Earth Planet. Sci. Lett. - 2003. - V. 212. - No. 1-2. - P. 1530.
10. Gerya T.V., Connolly J.A.D., Yuen D.A., Gorczyk W., Capel A.M. Seismic implications of mantle wedge plumes // Phys. Earth Planet. Int. - 2006. - V. 156. - No. 1-2. - P. 59-74.
11. Gerya T.V., Connolly J.A.D., Yuen D.A. Why is terrestrial subduction one-sided? // Geology. - 2008. - V. 36. - No. 1. - P. 43-46.
12. Псахъе С.Г., Шилъко Е.В., Астафуров С.В., Димаки А.В., Ру-жичВ.В., Панченко А.Ю. Модельные исследования процессов возникновения и развития деформационных структур субдукцион-ного типа в ледовом покрове озера Байкал // Физ. мезомех. -2008.- Т. 11. - № 1. - С. 55-65.
13. Psakhie S.G., Dobretsov N.L., Shilko E. V, Astafurov S.V., DimakiA. V, Ruzhich V.V. Model study of the formation of deformation-induced structures of subduction type in block-structured media. Ice cover of Lake Baikal as a model medium // Tectonophysics. - 2009. - V. 465. -No. 1-4. - P. 204-211.
14. Zoback M.L., Zoback M.D., Adams J. et al. Global patterns of tectonic stress // Nature. - 1989. - V. 341. - No. 6240. - P. 291-298.
15. Zoback M.L. First- and second-order patterns of stress in the lithosphere: The world stress map project // J. Geophys. Res. B. - 1992. -V. 97. - No. 8. - P. 11703-11728.
16. Димаки А.В., Псахъе С.Г. Распределенная измерительная система для мониторинга смещений по границам раздела блочных сред на базе комплекса «СДВИГ-4МР» // ФТПРПИ. - 2009. - № 2. -С. 110-117.
17. Епифанов В.П. Хрупкое разрушение пресного льда // Материалы гляциологических исследований. - 2005. - Вып. 100. - С. 110122.
18. Епифанов В.П., Юрьев Р.В. Вязкость разрушения пресного льда // Докл. РАН. - 2006. - Т. 406. - № 2. - С. 1-5.
19. Ребецкий Ю.Л., Маринин А.В. Напряженное состояние земной коры западного фланга Зондской субдукционной зоны перед Су-матра-Андаманским землетрясением // Докл. РАН. - 2006. -Т. 407.- № 1. - С. 106-110.
20. Ребецкий Ю.Л. Тектонические напряжения и области триггерного механизма возникновения землетрясений // Физ. мезомех. -2007. - Т. 10. - № 1. - С. 25-37.
21. Ружич В.В., Псахье С.Г., Черных Е.Н, Борняков С.А., Гранин НГ. Деформации и сейсмические явления в ледяном покрове озера Байкал // Геология и геофизика. - 2009. - Т. 50. - № 3. - С. 289299.
22. Киссин И.Г. «Чувствительные зоны» земной коры как проявления динамики межблоковых взаимодействий // Докл. РАН. - 2006. -Т. 407. - № 3. - С. 394-399.
Поступила в редакцию 15.02.2010 г.
Сведения об авторах
Псахье Сергей Григорьевич, д.ф.-м.н., проф., дир. ИФПМ СО РАН, проф. ТГУ, зав. каф. ТПУ, sp@ispms.tsc.ru
Шилько Евгений Викторович, д.ф.-м.н., внс ИФПМ СО РАН, доц. ТГУ, shilko@ispms.tsc.ru
Астафуров Сергей Владимирович, к.ф.-м.н., мнс ИФПМ СО РАН, astaf@ispms.tsc.ru
Димаки Андрей Викторович, к.т.н., нс ИФПМ СО РАН, dav@ispms.tsc.ru
Гранин Николай Григорьевич, к.г.н., зав. лаб. ЛИН СО РАН, nick@lin.irk.ru
Ружич Валерий Васильевич, д.г.-м.н., гнс ИЗК СО РАН, ruzhich@crust.irk.ru
Гнатовский Руслан Юрьевич, к.г.н., снс ЛИН СО РАН, gnat@lin.irk.ru
