глубины очагов землетрясений и реологическое состояние

Радзиминович
Н.А.
ГЛУБИНЫ
ОЧАГОВ
ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ
И
РЕОЛОГИЧЕСКОЕ
СОСТОЯНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ БАЙКАЛЬСКОЙ
РИФТОВОЙ ЗОНЫ // Геофизика на пороге третьего
тысячелетия.
Труды
третьей
Байкальской
молодежной школы семинара (Иркутск-Черноруд,
20-25 августа 2001 г.) / Под ред. проф. А.Г.
Дмитриева. - Иркутск, 2002. - С. 194-201.
ГЛУБИНЫ ОЧАГОВ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ И РЕОЛОГИЧЕСКОЕ
СОСТОЯНИЕ ЗЕМНОЙ КОРЫ БАЙКАЛЬСКОЙ РИФТОВОЙ
ЗОНЫ
Н.А. Радзиминович
Институт земной коры СО РАН
При модели очага землетрясения в виде разрыва сплошности
материала, возникающего под действием сдвиговых упругих
напряжений, накопленных в процессе тектонической деформации [8,
11], землетрясения обычно понимаются как хрупкое разрушение
среды. Поэтому распределение очагов по глубине является одним из
признаков реологического состояния материала. Нижняя граница
проникновения очагов (как правило, это уровень, выше которого
происходит 90% событий) определяет зону хрупко-пластичного
перехода. Простая модель хрупко-пластичного перехода в литосфере
описывает прочность литосферы как разницу между максимальным и
минимальным напряжениями на разных глубинах. Построение кривых
прочности литосферы по вертикальному разрезу (strength envelops)
получило интенсивное развитие в начале 70-х годов. Большое значение
для этих целей стали приобретать лабораторные эксперименты (13, 18,
19]. Установлено, что на небольших глубинах деформационное
поведение пород определяется процессами трения и зависит от
перового давления. Прочность на сдвиг линейно возрастает с глубиной,
следуя закону Байерли для трения пород. С дальнейшим ростом
температуры прочность быстро падает и напряжения релаксируются
пластичным течением материала. Поведение материала зависит от типа
пород, скорости деформации и температуры. Прочность материала
зависит от наличия или отсутствия воды и различна также для
разрывов разного кинематического типа (рис. 1). Верхняя часть
диаграммы в области хрупкого разрушения соответствует
сейсмогенной части коры, а нижняя часть -асейсмичной зоне крипа.
Основными
факторами,
влияющими
на
изменение
деформационного поведения, являются температура и вещественный
состав коры. Влияние воды в нижних слоях коры трудно учесть.
Повышенная скорость деформации может понизить зону перехода, но
незначительно. Кроме того, эффект от повышенной скорости
деформации нейтрализуется увеличивающейся температурой.
194
а - диаграмма, показывающая изменение механической прочности коры я
верхней мантии с глубиной для высокого геотемпературного градиента.
среднего и низкого
б, в - прочность гранитной коры в зависимости от глубины для взбросов,
сдвигов и сбросов. б - при сухих услових; в - при гидростатическом
поровом давлении
Рис. 1. Диаграммы изменения прочности литосферы с глубиной.
По Chen, W.P.&Molnar,P.. 1983 (а) и Shimada, М.. 1993 (b. с).
195
Прочность коры и верхней мантии изменяется следующим
образом: линейное нарастание прочности в хрупкой части коры сменяется
экспоненциальным падением и доминированием пластических деформаций в
нижней коре. Возрастание прочности верхней мантии происходит вследствие
резкого изменения минералогического состава. При экспериментальных
экстраполяциях для нижней коры и верхней мантии использовались данные
соответственно по кварцу и оливину. Вследствие большей прочности вещества
верхней мантии здесь создаются условия для возникновения землетрясений.
Такое представление имеет место в работе [14]. Авторами были собраны все
имеющиеся на тот период времени данные по глубинам гипоцентров, которые
показали асейсмичное поведение нижней коры и сейсмоактивность
подкорового слоя. Накопленный фактический материал за последние годы и
переопределение значений глубин очагов новыми методами привели к
появлению работ, свидетельствующих, что вся прочность континентальной
литосферы сосредоточена в коре, тогда как верхняя мантия имеет более
низкую прочность по отношению к нижней коре [20]. Возможное объяснение
этого феномена авторы связывают с наличием воды в верхней мантии.
Сейсмическое поведение нижней коры также объясняется ролью воды. В
одних районах нижние части коры содержат воду, ослаблены и асейсмичны. В
других же она может быть сухой и частично расплавленной. При этом
выделяется гранитная магма, и остаются сухие мафические гранулиты [21].
Поскольку Байкальская рифтовая зона (БРЗ) характеризуется коровой
сейсмичностью, рассмотрим реологический профиль для континентальной
коры по [13, 22, 26]. При хорошо известных значениях всех параметров
можно попытаться оценить глубину зоны хрупко-пластичного перехода и
сравнить ее с нижней границей распространения очагов землетрясений. В то
же время, основываясь на реальном распределении гипоцентров очагов
региональных землетрясений, можно подбирать или проверять значения
параметров, используемых в уравнениях. Это касается, главным образом,
геотермических характеристик и состава горных пород.
Температурная граница зоны хрупко-пластичного перехода
составляет 350±100° [II]. В Байкальской рифтовой зоне такие температуры
рассчитаны для глубин порядка 10-15 км. Авторы работы [17] обнаружили на
примере разлома Сан-Андреас, что граница 90% распространения
сейсмичности по вертикали является грубой мерой температуры
хрупко-пластичного перехода, и эта граница лежит в области семихрупкого
разрушения. В то же время результаты сейсмологических наблюдений
показывают, что землетрясения происходят и глубже.
196
Для БРЗ, как области растяжения, предложен вертикальный разрез
генерального разлома [12]. В приведенной работе показано, что область
квазихрупкого и квазипластического разрушения для формирования сбросов
охватывает интервал глубин 10-25 км. Оценки прочности коры БРЗ. сделанные
с применением данных ГСЗ [7, 9] показывают, что в верхней части (10-15 км)
мгновенная прочность на сдвиг и энергоемкость горных пород мало
изменяются по горизонтали, но быстро увеличиваются с ростом глубины. Для
глубин более 15 км характерна резкая латеральная неоднородность
деформационно-прочностных свойств среды. Для разогретой коры максимум
прочности приходится на глубину 12 км, для относительно холодной -на
глубину 25 км.
Несоответствие нижней границы распространения гипоцентров (как
будет показано далее) и рассчитанной границы перехода отмечается не только
в БРЗ, но и в других внутриконтинентальных рифтовых системах. В системе
Африканских рифтов, проявляющих современную вулканическую активность,
т.е. с явно повышенным тепловым потоком, землетрясения происходят в
нижних частях коры [16, 23, 24, 25, 29]. Это может свидетельствовать как о
неверных представлениях о вещественном составе земной коры или ее
термическом состоянии, так и о слишком упрощенной реологической модели.
Действительно, трудно представить резкую границу перехода материала на
пике своей прочности в пластичное течение. Необходимость существования
промежуточного
слоя
между
двумя
режимами
вызывается
мультиминеральным составом горных пород- Область семихрупкого
поведения определяется диапазоном от начала плавления самого слабого
минерала до плавления самого прочного [28]. Кроме того, будучи функцией
изменения минералогического состава, зона перехода для литологически
слоистой коры неединственна, и хрупкое разрушение становится возможным
при более высоких температурах. Примером слоистого строения коры и
подчинения очагов землетрясений слоям с повышенной прочностью является
Провинция Бассейнов и Хребтов (США) [27].
Байкальский регион один из самых изученных районов страны в
геотермическом отношении. Многочисленные измерения геотермических
параметров позволили рассчитать глубинные температуры, создать модели
теплогенерации и теплопроводности горных пород, определить их
теплофизические свойства [6, 10]. Одной из особенностей геотермического
поля БРЗ ранее считалось наличие локальных положительных аномалий,
приуроченных к зонам разгрузки термальных вод по разломам. Однако
созданная Голубевым В.А. модель гидротермального стока свидетельствует о
том, что с учетом перераспределения тепла подземными водами, значимые
различия в
197
тепловом потоке под впадинами и окружающими хребтами стираются на
глубине. Значения температур на границе Мохо (35 км под Южным
Байкалом), рассчитанные для стационарной модели, расходятся от 700 до
1200°. Но с учетом неопределенностей в значениях параметров, входящих в
расчетную формулу, эти значения находятся в пределах ошибок.
Глубины очагов землетрясений БРЗ определяются с достаточной
надежностью только в случаях благоприятного расположения станций
относительно гипоцентра. Основным условием является наличие
регистрирующей станции на расстоянии от эпицентра, не превышающем
глубину очага [5]. Хорошую возможность для определения пространственных
координат очагов дают локальные сети. Установка такой сети в районе работ
строительства Северо-Муйского тоннеля позволила определить глубины
очагов района с вертикальной ошибкой меньшей 5 и 7 км в зависимости от
метода. Результаты расчетов, выполненных Аникановой Г.В. и Боровик Н.С.
[1, 2], показали, что гипоцентры распределяются в 30-ти километровой толще
коры с преимущественной концентрацией в диапазоне глубин 10-22 км
(83,5%). На глубинах до 10 км произошло 10,2 % событий, больше 23 км - 6,3
%. Для землетрясений северо-восточного фланга, обработанных композитным
способом [3], основная масса очагов также приходится на глубины от 10 до 30
км. Среди землетрясений Амутского роя 1979-1981 гг. были обнаружены 10
событий с глубинами очагов, превышающими 30 км [15]. Релокализация
землетрясений, записанных вблизи некоторых сейсмических станций
Прибайкалья, показала, что 55% рассмотренных землетрясений приходится на
глубины 10-20 км, 32% — на глубины 20-30 км. Относительно малое
количество сейсмических событий имеет глубины очагов до 10 и более 30 км
(6% и 7% соответственно) [4]. Землетрясения Южного и Центрального
Байкала с К>=9, произошедшие за период 1970-1997 гг., были также
релокализованы, но при этом, помимо прямых волн, использовались
преломленные на границе Мохо продольные и поперечные волны.
Полученные результаты показывают некоторое заглубление очагов по
сравнению с рутинной обработкой БОМСЭ ГС РАН (рис.2).
Таким образом, становится очевидной сейсмогенность практически
всего разреза земной коры в Прибайкалье, по меньшей мере, несомненна
активность средней части коры. Несоответствие сейсмологических
наблюдений и геотермического состояния коры заставляет искать факторы,
объясняющие этот феномен. Одной из возможных причин несоответствия
может служить вещественный состав средней и нижней коры. Для разрушения
путем развития трещин материал при таких температурах должен быть
основным или
198
даже ультраосновным. Кроме того, известно, что в Байкале основной тип
разломообразования - это нормальные сбросы, а для них граница перехода гораздо ниже,
чем для взбросов и сдвигов.
Рис 2 Гистограммы распределения количества землетрясений Южного и Среднего Байкала по глубинам.
1 - по данным БОМСЭ ГС РАН.
2 - по результатам релокацин гипоцентров программой HYPOCENTER
ЛИТЕРАТУРА
1. Аниканова Г.В., Боровик Н.С. О возможности определения скоростных
характеристик среды по сейсмологическим данным. Нб.1986. УДК 550.34.016 ВИНИТИ
№ 7, № 4719-В86.
2. Аниканова Г.В., Боровик Н.С. новые данные о глубинах очагов
землетрясений Прибайкалья. Геология и геофизика. - 1981, №2. С. 157-161.
3. Вертлиб М.Б. Определение глубины очагов землетрясений групповым
способом в некоторых районах Прибайкалья. В кн.:
Сейсмические исследования в Восточной Сибири. — М.: Наука.1981. -С. 82-88.
4. Гилева Н.А., Мельникова В.И., Радзиминович Н.А., Девершер Ж.
Локализация землетрясений и средние характеристики земной коры в некоторых
районах Прибайкалья. / Геология и геофизика. - 2000, т.41, №5. - С. 629-636.
5. Голенецкий С.И., Кругляков М.И. К вопросу о глубинах очагов
землетрясений района трассы БАМ. Сейсмичность и глубинное строение Прибайкалья. Нб: Наука, 1978. -С. 38-52.
6. Дорофеева Р.П-, Лысак С.В. Геотермические разрезы (геотраверсы)
литосферы южной части Восточной Сибири. / Геология и геофизика. - 1987, №6. - С.
71-80.
7. Дучков А.Д., Шелудько И.Ф. Опыт прочностного районирования земной
коры сейсмоактивных областей по комплексу
199
сейсмических и геотермических данных. Мат-лы к междунар.конф. Методы
изучения, строение и мониторинг литосферы. - Нб, 6-13 сент.1998.-С. 191-194.
8. Костров Б.В. Механика очага тектонического землетрясения. - М.:
Наука, 1975.
9. Крылов С.В., Тен Е.Н. Об оценке прочности литосферы по данным
ГСЗ и геотермии. // ДАН, 1994, т.337.
10. Лысак С.В., Дорофеева Р.П. Геотермический режим верхних
горизонтов земной коры в южных районах Восточной Сибири. // ДАН, 1997,
т.352, №3. - С. 405-409.
11. Мячкин В.И. Процессы подготовки землетрясений. - М.:
Наука, 1978.
12. Шерман С.И. Физические закономерности развития разломов
земной коры. - Нб: Наука, 1977. - 102 с.
13. Brace W.F., Kohksedt D.L. Limits on lithospheric stress imposed by
laboratory experiments. J. geophys. Res. vol.85. No. В 11, pp.6248-6252, 1980.
14. 14. Chen W.P. & Molnar P. Focal depths of intracontinental and
intraplate earthquakes and their implications for the thermal and mechanical
properties of the lithosphere, J. geophys. Res., No. 88, pp.4183-4214,1983.
15. Deverchere J., Houdry F., Diament M., Solonenko N.V., Solonenko
A.V. Evidence or a seismogenic upper mantle and lower crust in the Baikal rift.
Geophys. Res- Lett, 1991, V.I 8, № 6, pp. 1099-1102.
16. Doser D., Yarwood D. Deep crustal earthquakes associated with
continental rifts. Tectonophysics, 229 (1994) 123-131.
17. Furlong K..P., Atkinson S.M. Seismicity and thermal structure along
the northern San Andreas fault system, Califomia,USA. Tectonophysics, vol.217,No.
1/2, pp.23-30.1993.
18. Kirby S.H. Tectonic stresses in the lithosphere: constraints provided by
the experimental deformation of rocks. J. geophys. Res., vol.85. No. Bl 1, pp
.6353-6363, 1980.
19. Kohksredt D.L., Evans В., Mackwell S.J. Strength of the lithosphere:
constraints imposed by laboratory experiments. J. geophys. Res., vol.100. No B9,
pp.17587-17602, 1995-Maggi A., Jackson J.A., McKenzie D. & Priestley K-.
Earthquake focal depths, effective elastic thickness, and the strength of the
continental lithosphere. Geology, 28:6, pp.495-598, 2000.
200
20. Maggi A., Jackson J.A., Priestley K. & Baker C. A reassessment of
focal depth distributions in southern Iran, the Tien Shan and northern India: do
earthquakes really occur in the continental mantle?, Geophys. J. Int, No.143,
pp.629-661, 2000.
21. Meissner R. & Strehlau J. Limits of stresses in continental crusts and
their relation to the depth-frequency distribution of shallow earthquakes. Tectonics,
No 1, pp.73-89, 1982.
22. Nyblade A.A. & Langston C.A.. East African earthquakes below 20 km
depth and their implications for crustal structure, Geophys. J. Int., No. 121, pp.
49-62, 1995
23. Seno Т., Saito A. Recent East African earthquakes in the lower crust.
Earth planet. Sci. Lett.,'No. 121, pp.125-136, 1994
24. Shudofsky G.N., Cloetingh S., Stein S. & Wortel R. Unusually deep
earthquakes in East Africa: constraints on the thero-mechanical structure of a
continental rift system. Geophys. Res. Lett.. No. 14, pp.741-744, 1987.
25. Sibson R.H. Fault zone models, heat flow, and the depth distribution of
earthquakes in the continental crust of the United States, Bull. seismol. Soc. Am.,
No.72, pp.151-163, 1982.
26. Smith R.B. & Bruhn R.L. Intraplate extensional tectonics of the Eastern
Basin-Range: inferences on structural style from seismic reflection data, regional
tectonics, and thermal-mechanical models of brittle-ductile deformation, J. geophys.
Res.. No.89, pp.5733-5762, 1984.
27. Yeats R.S., Sieh K., Alien C.R. The geology of earthquakes. Oxford
University Press, 1997.
29. Zhao M., Langston C.A., Nyblade A.A. & Owens T.J. Low crustal
rifting in the Rukwa graben. East Africa, Geophys. J. Int., No. 129, pp. 412-420,
1997.
201