Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 . Постсейсмические деформации земной поверхности. вязкость земных недр 15
1.1.. Сейсмический цикл. Постсейсмическая фаза 15
1.2. Неупругие процессы в Земле. Вязкость земных недр 19
1.2.1. Реологические свойства вещества 22
1.3. Обзор методов определения вязкости астеносферы 29
1.3.1. Изостатическое выравнивание земной поверхности 29
1.3.2. Затухание сейсмических волн и собственных колебаний Земли 31
1.3.3. Аномалии гравитационного поля и фигуры Земли 35
1.3.4. Изменение угловой скорости вращения Земли 37
1.3.5. Удлинение периода чандлеровского колебания 37
1.3.6. Лабораторные эксперименты по деформированию горных пород 39
1.4. Геодезические методы наблюдения деформаций земной поверхности 40
1.5. Выводы к главе 1 42
ГЛАВА 2. Моделирование сейсмических и постсейсмических деформаций земной поверхности 44
2.1. Краткий обзор технологии ГНСС-измерений как метода наблюдения деформаций земной поверхности з
2.2. Моделирование статических смещений земной поверхности 50
2.2.1. Параметризация поверхности разрыва 52
2.2.2. Решение задачи устойчивости 58
2.2.3. Оценка параметров очага землетрясения по статическим смещениям земной поверхности 63
2.3. Моделирование постсейсмических смещений земной поверхности 67
2.3.1. Выравнивание порового давления 68
2.3.2. Фрикционное асейсмическое развитие сейсморазрыва 69
2.3.3. Вязкоупругая релаксация в астеносфере 71
2.3.4. Оценка вязкости астеносферы по постсейсмическим смещениям 79
2.3.5. Определение параметров очага землетрясения по постсейсмическим смещениям 83
2.4. Выводы к главе 2 84
ГЛАВА 3. Исследование постсейсмических процессов, сопровождающих симуширские землетрясения 2006-2007 гг .. 86
3.1. Особенности геолого-тектонического строения и сейсмичности региона Курильской островной гряды 86
3.2. Центрально-Курильская зона сейсмического затишья и Симуширские землетрясения 2006-2007 гг 90
3.3. Курильская региональная геодинамическая сеть 93
3.4. Оценка параметров очагов Симуширских землетрясений по косейсмическим смещениям 95
3.5. Реологическое моделирование постсейсмических процессов 100
3.5.1. Прямая оценка вязкости астеносферы в срединной части Курильской островной дуги 103
3.5.2. Фрикционное асейсмическое развитие очага первого Симуширского землетрясения 15 ноября 2006 г 107
3.5.3. Вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии, сопровождающая Симуширские землетрясения 2006-2007 гг 112
3.5.4. Прогнозирование интенсивности затухания наблюдаемых постсейсмических процессов 122
3.6. Выводы к главе 3 123
ГЛАВА 4. Исследование постсейсмических деформаций, сопровождающих землетрясение мауле (Чили) 2010 г 125
4.1. Особенности геолого-тектонического строения и сейсмичности региона центрального Чили 125
4.2. Землетрясение Мауле 27 февраля 2010 г 129
4.3. Чилийская региональная геодинамическая сеть 130
4.4. Оценка параметров очага землетрясения Мауле по косейсмическим смещениям 134
4.5. Реологическое моделирование постсейсмических процессов 137
4.5.1. Прямая оценка вязкости астеносферы в центральной части Чилийской зоны субдукции 139
4.5.2. Фрикционное асейсмическое развитие очага землетрясения Мауле 27 февраля 2010 г 144
4.5.3. Вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии, сопровождающая землетрясение Мауле 149
4.5.4. Прогнозирование интенсивности затухания наблюдаемых постсейсмических процессов 153
4.6. Выводы к главе 4 155
Заключение 156
Список сокращений и условных обозначений 158
Список используемой литературы
- Затухание сейсмических волн и собственных колебаний Земли
- Моделирование постсейсмических смещений земной поверхности
- Центрально-Курильская зона сейсмического затишья и Симуширские землетрясения 2006-2007 гг
- Прямая оценка вязкости астеносферы в центральной части Чилийской зоны субдукции
Введение к работе
Актуальность темы. Деформации земной поверхности, сопровождающие сильнейшие землетрясения, обусловлены действием физических процессов различной природы, крайне различающихся как по интенсивности, так и по пространственным и временным масштабам. В общем случае, по времени действия эти деформации подразделяются на косейсмические, происходящие непосредственно в момент землетрясения, и постсеймические, длящиеся месяцы и годы после сейсмического события. Если косейсмические деформации могут наблюдаться как сейсмологическими, так и геодезическими методами, то прямое наблюдение постсейсмических деформаций, в силу их асейсмического характера, возможно только посредством геодезических методов. Впервые постсейсмические смещения земной поверхности были зарегистрированы после Паркфилдского землетрясения 27 июня 1966 г. Ms* = 6.2, а интенсивность аномальных движений была измерена средствами региональной геодезической сети.
Начиная с 80-х годов XX века, для решения широкого круга задач геофизики стали активно применяться данные Глобальной Системы Позиционирования (Global Positioning System - GPS). В настоящее время данные GPS-наблюдений широко используются для изучения кинематики литосферных плит и деформаций на их границах; сейсмических и постсейсмических деформаций, вызванных землетрясениями; пространственно-временных вариаций деформационных полей вблизи активных разломов и действующих вулканов, а также в ряде других прикладных геофизических исследований.
Развертывание сетей станций непрерывных GPS-наблюдений в тектонически активных регионах позволяет вести прямую регистрацию деформаций земной поверхности с очень высокой точностью. Использование таких геодезических данных делает возможным отделение переходных процессов от стационарных (например, таких, как перманентное тектоническое нагружение вблизи границ взаимодействующих литосферных плит), прогнозирование изменений в напряженно-деформированном состоянии исследуемого региона или определение реологических свойств среды в исследуемой области.
Постсейсмические деформации были выявлены для большинства сильнейших землетрясений, произошедших за последние два десятилетия активных спутниково-
геодезических наблюдений в различных сейсмоактивных регионах: Японо-Курило-Камчатская островная дуга (Кроноцкое 1997 г., Симуширские 2006-2007 гг., Тохоку 2011г.), Суматра-Андаманская субдукционная зона (Суматринское 2004 г.), Чилийская зона субдукции (Мауле 2010 г.). Характерной общей чертой всех перечисленных событий является схожий механизм межплитового субдукционного пологого надвига.
Помимо получения информации о глубинном строении подобных регионов, изучение и моделирование постсейсмических процессов в них необходимо для корректного сопоставления накопленного деформационного потенциала с сейсмической энергией, выделившейся во время землетрясения. Более того, моделирование постсейсмических процессов необходимо для корректного прогнозирования интенсивности дальнейшего накопления деформационного потенциала, так как модели упругого деформирования перед землетрясением становятся неприменимы в последующий период продолжительностью до 2-3 десятилетий, в течение которого наблюдаемые смещения земной поверхности существенно изменяют направление и величину.
Среди разнообразных механизмов, объясняющих аномальные постсейсмические движения, как правило, предполагаются: выравнивание порового давления во вмещающих разрыв флюидонасыщенных породах, фрикционное асейсмическое развитие сейсморазрыва и вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии. Вопрос о том, какой из механизмов реализуется после каждого конкретного сейсмического события, остается до сих пор неразрешенным. Наиболее вероятным представляется сочетание всех указанных процессов в разной степени, при этом преобладание того или иного из них меняется со временем и зависит от расстояния до очага. Большинство работ, посвященных исследованию постсейсмических деформаций земной поверхности, как правило, сфокусировано только на одном из трех упомянутых механизмов. Однако для наиболее полного понимания динамики постсейсмических процессов требуется совокупный анализ относительного вклада каждого из механизмов в наблюдаемые постсейсмические деформации. В данной диссертационной работе предложен подход к комплексному исследованию постсейсмических деформаций земной поверхности, сопровождающих сильнейшие землетрясения.
Целью данной работы является исследование переходных постсейсмических процессов, сопровождающих сильнейшие землетрясения, на основе данных космической геодезии и выявление физических механизмов, лежащих в основе наблюдаемых явлений.
Для достижения поставленной цели в процессе выполнения диссертации необходимо было решить следующие основные задачи:
-
Произвести корректную выборку и обработку исходных геодезических данных, что необходимо для осуществления мониторинга развития наблюдаемых постсейсмических процессов во времени и пространстве в течение нескольких лет после сейсмического события.
-
Установить критерии условной дифференциации наблюдаемых постсейсмических процессов для обеспечения возможности моделирования каждого из них в отдельности.
-
Сделать обоснованный выбор физических моделей и произвести адекватное моделирование переходных постсейсмических движений, сопровождающих землетрясения.
-
Для построения более точной модели вязкоупругой релаксации получить прямую оценку вязкости астеносферы в исследуемом регионе, что позволит построить эффективное распределение подвижки в очаге землетрясения, проявляющееся в постсейсмических деформациях.
-
Проанализировать применимость полученных в работе результатов для решения актуальных задач геофизики, таких как: уточнение региональных реологических параметров среды и прогнозирование интенсивности дальнейшего накопления деформационного потенциала в исследуемом регионе.
Научная новизна. В настоящей диссертационной работе разработан подход к построению эффективного распределения подвижки в очаге землетрясения, проявляющегося в постсейсмических смещениях земной поверхности, с одновременным уточнением реологических параметров среды, что позволяет получить сведения о параметрах очага землетрясения в отсутствие измерений непосредственно в момент сейсмического события.
Выявлено расхождение между распределениями подвижки в очаге землетрясения, построенными с использованием данных о сейсмических и постсейсмических смещениях земной поверхности, а также дано возможное объяснение наблюдаемому расхождению - расширение исходной сейсмической дислокации вследствие процесса фрикционного асейсмического развития очага землетрясения в первые месяцы после события.
На основании полученного распределения эффективной подвижки в очаге построен прогноз времени затухания наблюдаемых постсейсмических эффектов, что позволяет оценить время перехода сейсмогенной зоны в стационарное состояние накопления упругого напряжения.
Основные положения, выносимые на защиту:
-
Многолетние постсейсмические деформации литосферы, наблюдаемые по данным спутниковой геодезии после сильнейших субдукционных землетрясений, согласуются с моделью вязкоупругой релаксации в астеносфере.
-
Моделирование наблюдаемых постсейсмических смещений в средней части Курильской островной дуги и в центральной части Чилийской зоны субдукции свидетельствует о пониженной вязкости астеносферы в этих регионах по сравнению с ее средним значением по Земле в целом.
-
Выявленное отличие модели распределенной подвижки в очаге сильнейшего землетрясения, построенной по сейсмическим смещениям, от модели, определяющей постсейсмические смещения, может быть вызвано распространением исходного сейсморазрыва в ходе его фрикционного асейсмического развития в первые месяцы после землетрясения.
-
Построенные модели вязкоупругих деформаций в астеносфере, сопровождающих Симуширские землетрясения 2006-2007 гг. и землетрясение Мауле 2010 г., прогнозируют продолжительный (не менее 10-20 лет) период затухания аномальных смещений на фоне упругих межсейсмических деформаций.
Практическая значимость. Поскольку спутниковые геодезические наблюдения постсейсмических смещений, сопровождающих сильнейшие землетрясения, являются наиболее непосредственным источником данных о
реологических свойствах среды, представленная методика прямого оценивания региональной вязкости астеносферы может быть использована для получения аналогичных оценок в сейсмоактивных регионах, где развернуты сети спутниково-геодезических наблюдений достаточной плотности и широты охвата.
Предложенная в диссертации методология интерпретации наблюдаемых постсейсмических процессов основана на прямом оценивании вязкости астеносферы и принципиальной возможности построения эффективного распределения подвижки в очаге по постсейсмическим деформациям. Результат таких оценок и построений позволяет прогнозировать интенсивность затухания вязкоупругих напряжений в астеносфере. Учет соответствующих аномалий движений в качестве поправок необходим при анализе межсейсмических деформаций для корректного оценивания накапливающегося упругого сейсмогенного потенциала.
И наконец, немаловажное практическое значение использования данных о постсейсмических смещениях земной поверхности состоит в возможности оценивания распределения сейсмической подвижки в очаге, даже в отсутствие измерений сейсмических смещений непосредственно во время землетрясений.
Достоверность представленных в диссертации результатов обеспечивается обоснованностью выборки и корректностью первичной обработки исходных экспериментальных данных, а также выбором адекватных математических моделей исследуемых процессов. Надежность выполненных расчетов обеспечивается устойчивостью численных методов, используемых при решении поставленных задач, и проверкой решений на внутреннюю сходимость. Помимо этого, достоверность полученных конечных данных (оценок максвелловской вязкости астеносферы и эффективных распределений подвижек по разрыву) подтверждается результатами их сопоставления с аналогичными оценками, определенными с помощью других методик.
Личный вклад. Основные результаты, полученные лично диссертантом в ходе выполнения работы, включают:
-
Обзор ранее проведенных исследований по тематике диссертации с последующей формулировкой основных задач, выполнение которых необходимо для достижения цели работы.
-
Подбор, подготовка и обработка исходных геодезических данных.
-
Выбор математических моделей исследуемых процессов и создание программных алгоритмов для реализации поставленных задач и промежуточного анализа результатов.
-
Выполнение соответствующих численных расчетов и графическое представление окончательных результатов.
Анализ полученных результатов и формулировка основных выводов проводились совместно с научным руководителем - д.ф.-м.н. Г.М. Стебловым.
Апробация работы. Основные результаты исследований были представлены на семинарах в ГС РАН, а также на ряде международных и всероссийских конференций, в том числе: AGU Fall Meeting (Сан-Франциско, США, 2009, 2011, 2012); Одиннадцатой Уральской молодежной научной школе по геофизике (Екатеринбург, 2010); Восьмой международной школе-семинаре "Физические основы прогнозирования разрушения горных пород" (Санкт-Петербург, 2010); Второй молодежной тектонофизической школе-семинаре в ИФЗ РАН (Москва, 2011); Третьей тектонофизической конференции в ИФЗ РАН "Тектонофизика и актуальные вопросы наук о Земле" (Москва, 2012); Second European Conference on Earthquake Engineering and Seismology (Стамбул, Турция, 2014). Работа была частично поддержана грантами РФФИ 08-05-12028-офи и 11-05-00871-а.
Публикации. Основные результаты по теме диссертации изложены в 15 печатных изданиях, 4 из которых изданы в журналах, рекомендованных ВАК.
Структура и объем работы. Диссертационная работа состоит из введения, четырех глав, заключения, списка используемой литературы и двух приложений. Общий объем работы составляет 175 страниц машинописного текста (без приложений), включая 60 рисунков и 10 таблиц. Список литературы содержит 180 библиографических наименований.
Затухание сейсмических волн и собственных колебаний Земли
Сейсмический цикл является переходным и повторяющимся процессом, вызываемым тектоническими движениями. В зонах субдукции сейсмический цикл обуславливается погружением слэба океанической или континентальной плиты под другую континентальную, а также механической сцепленностью между взаимодействующими литосферными плитами. Обычно выделяют три фазы сейсмического цикла: межсейсмическую, сейсмическую и постсейсмическую [Федотов, 1968; Perfettini and Avouac, 2004]. Межсейсмическая фаза сейсмического цикла характеризуется постоянным накоплением упругих напряжений в сейсмогенной зоне. Накопление упругих напряжений происходит в течение длительного периода времени, до тех пор, пока не будет превышен предел прочности пород, или же не будет преодолена сила трения, препятствующая взаимному смещению соприкасающихся плит. Выделение большей части накопленного во время межсейсмической фазы упругого напряжения происходит во время сейсмической фазы цикла. При этом на долю слабой региональной сейсмичности приходится высвобождение лишь небольшой части напряжений, накопленных во время межсейсмической фазы сейсмического цикла. Большая часть накопленных напряжений обычно высвобождается во время сильных землетрясений, а также сопровождающих эти землетрясения постсейсмических процессов. Непрерывный мониторинг деформационных процессов во многих сейсмоактивных регионах показывает, что постсейсмические движения, сопровождающие сильные землетрясения, могут достигать значительной интенсивности, сравнимой с самим землетрясением по величине выделившегося скалярного момента [Pritchard and Simons, 2006]. Таким образом, постсейсмическая релаксация - развивающийся во времени и приводящий сейсмогенную зону к практически стационарному состоянию процесс, является крайне важным этапом сейсмического цикла.
Изменение напряженно-деформированного состояния сейсмогенной зоны, вызванное постсейсмическими процессами, может оказывать существенное влияние на оценку сейсмической опасности рассматриваемой зоны в обширном пространственном и временном диапазоне. Например, предполагается, что процесс постсейсмической релаксации, последовавшей за землетрясением Ландерс 1992 г., привел к перераспределению напряжений, действующих в разломной зоне Сан-Андреас, а в результате - к реализации землетрясения Гектор-Майн, которое произошло в пустыне Мохаве, северо-восточнее землетрясения Ландерс, в 1999 г. [Freed and Lin, 2001; Felzer et al., 2002]. Схожим образом, изменение напряженно-деформированного состояния среды в срединной части Курильской островной дуги вследствие первого Симуширского землетрясения, вероятно, привело к возникновению второго Симуширского землетрясения, которое произошло через 59 дней после первого [Amnion et al., 2008; Lay et al, 2009; Ogata and Toda, 2010].
Вследствие асейсмического характера процесса постсейсмической релаксации, ее прямое наблюдение представляется возможным только посредством геодезических методов. Впервые постсейсмические смещения земной поверхности были зафиксированы после Паркфилдского землетрясения 1966 г. Ms = 6.2, а их интенсивность была измерена при помощи деформометров и региональной геодезической сети [Smith and Wyss, 1968]. Развитие в последние десятилетия методов космической геодезии, в особенности GPS (Глобальная Система Позиционирования) и InSAR (Радар-интерферометр с синтетической апертурой), сделало возможным непосредственное наблюдение постсейсмических деформаций земной поверхности. Постсейсмические деформации были обнаружены после многих внутриплитовых землетрясений таких, как Лома-Приета 1989 г. Mw = 7A [Burgmann et al., 1997]; Ландерс 1992 г. Mw = 7.3 [Savage and Svarc, 1997]; Гектор-Майн 1999 г. Mw = 7.1 [Pollitz, 2001], а также межплитовых субдукционных землетрясений таких, как: Великое Чилийское 1960 г. Mw = 9.5 [Lorenzo Martin et al, 2006]; Антофагаста 1995 г. Mw = 8A [Pritchard and Simons, 2006]; Кроноцкое 1995 г. Mw = 7.& [Burgmann et al., 2001]; Суматра-Андаманское 2004 г. Mw = 9.3 [Pollitz et al., 2006]; Симуширские 2006 г. Mw = 8.3 и 2007 г. Mw = 8A [Владимирова и др., 2011; Kogan et al, 2011; Steblov et al., 2011; Steblov and Vladimirova, 2012], Мауле 2010 г. M = 8.8 [Vladimirova, 2012; Steblov and Vladimirova, 2012; Lin et al, 2013; Владимирова и Стеблов, 2015]. Установленные в сейсмоактивных зонах региональные сети геодезических наблюдений позволили выявить различные по продолжительности и простиранию постсейсмические деформации, для объяснения которых в ряде публикаций предложены различные механизмы, такие как: вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии в условиях сжатия и гравитации [Pollitz, 1997; 2003], взаимное скольжение вдоль плоскости разрыва с переменным по скорости коэффициентом трения [Marone et al., 1991], а также выравнивание порового давления во вмещающих разрыв флюидонасыщенных породах [Jonsson et al, 2003]. Вопрос о том, какой из механизмов реализуется после каждого конкретного сейсмического события, остается до сих пор неразрешенным. Наиболее вероятным представляется сочетание всех указанных процессов в разной степени, при этом преобладание того или иного из них меняется со временем и зависит от расстояния до очага. Выравнивание порового давления, как правило, затухает в течение небольшого интервала времени (1-2 месяца) после сильного землетрясения и простирается на сравнительно небольшую пространственную область - как правило, в пределах 10-30 км от сейсморазрыва [Jonsson et al, 2003; Freed et al, 2006], в то время как упругое фрикционное развитие трещины, а, особенно, вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии могут охватывать значительно большие временные и пространственные рамки. Так, например, выравнивание порового давления после землетрясения Ландерс 1992 г. Mw = 7.3 наблюдалось в первые месяцы после события, и не далее 10-20 км от очаговой зоны [Peltzer et al., 1998]. В то же время, было установлено, что землетрясение сопровождалось упругим фрикционным развитием трещины продолжительностью около трех месяцев и простиравшимся на значительно большую территорию [Savage and Svarc, 1997]. И наконец, основным механизмом, ответственным за постсейсмические смещения, наблюдаемые в течение последующих трех лет, была названа вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии [Pollitz et al., 2000]. Постсейсмические деформации, наблюдавшиеся в течение 1-2 месяцев после землетрясений 17 и 21 июня 2000 г. Mw = 6.5 на юге Исландии, главным образом были связаны с выравниванием порового давления во вмещающих разрыв флюидонасыщенных породах [Jonsson et al, 2003]. Смещения, зафиксированные после землетрясения 1997 г. Mw = 1.5 в округе Нагчу (Тибет, Китай) и продолжавшиеся около четырех лет, могут быть объяснены как упругим фрикционным развитием трещины, так и вязкоупругой релаксацией в астеносфере [Ryder et al., 2007]. И наконец, постсейсмические деформации, наблюдавшиеся на протяжении более чем 30 лет после Великого Чилийского землетрясения 1960 г. Mw = 9.5, наилучшим образом объясняются механизмом вязкоупругой релаксации в астеносфере и верхней мантии [Lorenzo Martin et al., 2006].
Моделирование постсейсмических смещений земной поверхности
Для описания полей упругих напряжений, вызванных землетрясением, как правило, применяют модели дислокаций и трещин, разработанные в физике твердого тела. Теория дислокаций берет свое начало в работах Вольтерра как продолжение теории упругости на случай разрывных полей перемещений при непрерывности напряжений и деформаций [Клюшников, 1994]. В рамках дислокационного подхода предполагается, что поле упругих напряжений в окрестности очага землетрясения подобно полю напряжений в окрестности дислокации кристаллической решетки [Хирт и Лоте, 1972]. В рамках второго подхода очаг землетрясения отождествляется с трещиной сдвига. Особенностью данного подхода является тщательный анализ напряженно-деформированного состояния в вершинах трещины. Для расчета полей напряжений в этом случае необходимо привлечение сложных геомеханических моделей, а также использование ряда приближений. Применение модели трещины позволяет достаточно точно определить поле упругих напряжений вблизи очаговой зоны, однако оценка поля упругих напряжений на больших расстояниях от очага при таком подходе уже не является корректной [Райе, 1980]. Исходные данные о смещениях земной поверхности, используемые в данной работе, зарегистрированы GPS-станциями, находящимися на значительном (-100-200 км) удалении от очаговых зон, что обусловило выбор дислокационной модели для описания очагов землетрясений.
В рамках дислокационного подхода было предложено несколько способов численного моделирования статических смещений земной поверхности, вызванных землетрясением, как для однородного так и для слоистого полупространства. Аналитические выражения для смещений и напряжений в однородном упругом изотропном полупространстве вследствие однородной подвижки по заглубленному разрыву прямоугольной формы были представлены в работах [Okada, 1985; 1992]. В работе [Pollitz, 1996] был предложен метод моделирования смещений земной поверхности, основанный на построении функции Грина для уравнения состояния упругой равновесной среды. Использование аппарата функций Грина позволяет свести решение задачи к вычислению интегралов свертки функции Грина с функцией распределения подвижки в очаге, что позволяет избежать неустойчивости численных решений, возникающей при прямом численном интегрировании трехмерных уравнений упругости методами конечных разностей или конечных элементов [Молоденский М.С. и Молоденский Д.С., 2012].
На небольших глубинах слоистое строение Земли выражается в достаточно резких изменениях модулей сдвига и всестороннего сжатия на границах Конрада и Мохоровичича [Pollitz, 1996]. Как показало численное моделирование, пренебрежение сферичностью и слоистостью Земли выражается в виде значительных погрешностей в оценке поверхностных смещений на больших расстояниях от источника дислокации. И, если в случае пренебрежения сферичностью эти погрешности обычно не превышают 2% от максимальной величины деформации в пределах 100 км от очага землетрясения, то при неучете слоистости они достигают уже 20% и более, причем этот эффект выражен тем сильнее, чем ближе плоскость подвижки к горизонтальной. Следовательно, при расчете статических смещений земной поверхности, вызванных землетрясениями субдукционного типа, характеризующихся небольшими глубинами залегания очага и достаточно пологим падением плоскости разрыва, наиболее предпочтительно использовать второй, более сложный метод. В данном исследовании для численного моделирования статических смещений земной поверхности используется радиально неоднородное распределение упругих модулей в коре и верхней мантии, задаваемое моделью PREM [Dziewonski and Anderson, 1981].
Параметризация поверхности разрыва Значительные пространственные вариации функции Грина G(r,rsJs) вблизи источника, т.е. когда величина r-rs\ сравнима с протяженностью разрыва, указывают на необходимость учета неравномерности пространственного распределения U(rs) в свертке (2.2.1). Поэтому для практической реализации подхода, предложенного в [Pollitz, 1996] для однородной прямоугольной дислокации, в случае сильных землетрясений с обширным простиранием очага исходное разрывное нарушение S в данном исследовании следует аппроксимировать набором конечных элементов. Для этого, в свою очередь, необходимо оценить линейные размеры очаговой области произошедшего сейсмического события.
Проблема оценки геометрических размеров очага землетрясения, а также его ориентации в пространстве затрагивалась во многих работах. К основным методам определения длины по простиранию L и ширины по падению W исходного разрывного нарушения относят полевые методы, такие как непосредственные наблюдения за тектоническими разрывами, выходящими на поверхность при сильных коровых землетрясениях или геодезические измерения смещений и наклонов земной поверхности, вызванных землетрясением, а также теоретические методы, основанные на соображениях о возможной предельной прочности материала в окрестности очага с учетом знания таких величин как сейсмическая энергия или упругость материала [Ризниченко, 1985].
В случае же оценки геометрических параметров очагов субдукционных землетрясений, рассматриваемых в данной работе, основная сложность заключается в том, что почти все землетрясения подобного типа оказываются подводными. А значит, обследование образовавшихся на земной поверхности разрывных нарушений либо непосредственное измерение смещений в области очага в большинстве случаев оказывается невозможным, и поэтому для построения областей очагов подводных землетрясений вместо прямых полевых наблюдений используют сейсмологические данные, а также некоторые эмпирические закономерности. В частности, примерные границы области очага могут указать: инструментальные данные о координатах эпицентров и глубинах основных толчков; инструментальные данные о координатах эпицентров и глубинах форшоков и афтершоков; данные о взаимном расположении эпицентров главного форшока, основного толчка и главного афтершока; данные об области возникновения сопровождающего сильное землетрясение цунами, в первом приближении совпадающей с областью очага; а также эмпирически установленные закономерности для оценки размеров очаговой зоны в зависимости от магнитуды или энергетической величины землетрясения [Федотов, 1965]. В данной работе для оценки геометрических параметров очагов Симуширских землетрясений 15 ноября 2006 г. и 13 января 2007 г. и землетрясения Мауле 27 февраля 2010 г. используются эмпирические зависимости для размеров очаговой зоны от магнитуды землетрясения, а также данные о координатах эпицентров и глубинах афтершоков этих землетрясений.
Центрально-Курильская зона сейсмического затишья и Симуширские землетрясения 2006-2007 гг
Геометрия очага второго Симуширского землетрясения 13 января 2007 г. также определялась исходя из границ облака его афтершоков (рис. 3.2.16), размеры которого составили примерно 230 км по простиранию и 50 км по падению. Восстановление подвижки в очаге производилось для одной плоскости, падающей под углом 59, и поделенной на четыре равных сегмента размером 57.5 км по простиранию и 50 км по падению. Азимут простирания поверхности разрыва определен исходя из азимута простирания соответствующего участка Курило-Камчатского глубоководного желоба и равен 40.
Сейсмические смещения на станциях Курильской спутниково-геодезической сети во время второго Симуширского землетрясения 13/01/2007 и модель очага этого землетрясения по данным о сейсмических подвижках. Смещения указаны вместе с доверительными эллипсами уровня одной среднеквадратической ошибки. Белыми стрелками указаны направления модельных подвижек в очаге.
Полученные модели пространственно-распределенных сейсмических подвижек в очагах Симуширских землетрясений, представленные на рисунках 3.4.2 и 3.4.3, согласуются с моделями, построенными в результате обращения телесейсмических данных как по локализации, так и по величине максимумов подвижки [Amnion et al., 2008; Lay et al, 2009].
Важным преимуществом оценивания распределенной подвижки в очаге землетрясения является возможность уточнения геометрии очаговой зоны и, как следствие, получение прямой оценки скалярного сейсмического момента, выделившегося во время землетрясения. В случае известной распределенной подвижки по разлому, скалярный сейсмический момент М0 вычисляется по формуле: где /а - модуль сдвига, Ul - средняя подвижка по элементу разлома /, Sl площадь элемента разрыва /.
Для вычисления скалярных сейсмических моментов, выделившихся во время Симуширских землетрясений, приняты следующие значения модуля сдвига: // = 40 ГПа для события 15 ноября 2006 г. и ju = 52 ГПа для события 13 января 2007 г. [Amnion et al., 2008]. Рассчитанные с учетом этих значений величины М0 для первого и второго Симуширских землетрясений составили 5.93хЮ21 и 2.98хЮ21 Н-м соответственно.
В данной работе рассматриваются временные ряды смещений наблюдательных пунктов Курильской спутниково-геодезической сети относительно Североамериканской плиты, отражающие ее деформацию за период с конца 2006 г. до середины 2010 г. (рис. 3.5.1).
Общая продолжительность рядов наблюдений, рассматриваемых в данной работе, составила более 3.5 лет после землетрясения 15 ноября 2006 г. Это позволило оценить скорости смещения станций Курильской сети относительно Североамериканской литосферной плиты в постсейсмический период, а затем сопоставить эти скорости со скоростями, оцененными в предсейсмический период по данным как постоянных, так и периодических наблюдений [Владимирова и др., 2010; Стеблов и др., 2010].
Постсейсмические смещения, сопровождающие Симуширские землетрясения 2006-2007 гг. Вертикальными пунктирными линиями обозначены моменты: 1 - Симуширское землетрясение 2006 г., 2 - Симуширское землетрясение 2007 г., 3 - извержение пика Сарычева в 2009 г.
Для ряда пунктов сети на островах Кунашир (KUNA), Шикотан (SHIK), Итуруп (ITUR) и Парамушир (PARM), расположенных на удалении от сейсмического очага 15 ноября 2006 г., постсейсмические скорости совпали по направлению со скоростями, оцененными для этих же пунктов в межсейсмический период. В то же время, постсейсмические скорости пунктов, расположенных вблизи очага, на островах Кетой (КЕТС), Матуа (МАТС) и Харимкотан (КНАМ), оказались направлены в противоположную сторону, а скорость пункта, расположенного на острове Уруп (URUP), претерпела значительный разворот (рис. 3.5.2). При этом величина постсейсмической аномалии для ближайших к очагам GPS-станций КЕТС, МАТС, КНАМ, URUP со временем убывает: величины векторов скоростей этих станций, осредненных с середины 2008 г. по середину 2009 г. меньше таковых за период с середины 2007 г. по середину 2008 г. (табл. 3.5.1). Заметное изменение во времени направлений и величин векторов скоростей этих станций дает основание предполагать, что Симуширские землетрясения 15/11/2006 и 13/01/2007 сопровождаются достаточно интенсивным постсейсмическим процессом [Владимирова, 2010].
Прямая оценка вязкости астеносферы в центральной части Чилийской зоны субдукции
Полученные оценки вязкости также несколько ниже значений, определенных для некоторых других субдукционных регионов, лежащих в пределах [0.5-5] 1019 Па-с [Wang, 2007]. Так, например, значения максвелловской вязкости, определенные в различных частях Японской субдукционной зоны составляют: 4х1018Па-с [Ueda et al, 2003] в ее северо-восточной части, и -5x1018 Па-с в регионах Канто [Matsu ura and Iwasaki, 1983] и Нанкай [Thatcher and Rundle, 1984]. Оценка вязкости астеносферы, полученная для субдукционной зоны Каскадия (Северная Америка) лежит в интервале [1-10]х1018 Па-с [Wang et al, 1994].
Тем не менее, такие пониженные значения вязкости могут определять установившуюся ползучесть, что подтверждается некоторыми исследованиями в области механики горных пород, а также интерпретацией результатов геодезических наблюдений. Так, например, значения максвелловской вязкости порядка [5-10] х 10 Па-с были получены в лабораторных экспериментах по деформированию сухих и влажных пород, являющихся характерными представителями нижней части земной коры и верхней мантии [Burgmann and
Dresen, 2008]. Быстрое изостатическое выравнивание земной поверхности вследствие таяния ледового покрова в юго-восточной части Аляски свидетельствует о достаточно невысокой вязкости астеносферы в этом регионе -порядка 10 Па-с [Sato et al., 2011]. Высокие скорости вертикальных движений земной поверхности после Великого Чилийского землетрясения 1960 г., измеренные в окрестности г. Пуэрто Монт в период с 1960 по 1988 гг. и острова Мока в период с 1965 по 1989 гг. наилучшим образом объясняются максвелловской реологией астеносферы с вязкостью [2-18]х1017Па-с [Piersanti, 1999].
Пониженные значения максвелловской вязкости астеносферы в срединной части Курильской островной дуги и в центральной части Чилийской субдукционной зоны могут служить объяснением того факта, что именно вязкоупругая релаксация в астеносфере и верхней мантии является доминирующим постсейсмическим процессом в этих регионах, в то время как в других регионах, доминирующим процессом, вероятно, может являться асейсмическое развитие сейсморазрыва [Wang, 2007].
Минимальное значение взвешенного среднеквадратического отклонения, полученное в результате решения задачи уточнения параметра вязкости, получилось равным %взв 13.78 5 что говорит о невыполнении критерия согласия: Хвзв 1, а значит, о недостаточной степени согласованности экспериментальных и модельных данных. Однако, допустив возможность того, что в течение первых нескольких месяцев после землетрясения изначальная очаговая зона могла существенно расширить свои границы в результате фрикционного асейсмического развития сейсморазрыва [Wang, 2010; Mikhailov et al, 2013], можно предположить, что наблюдаемое рассогласование объясняется выбором границ очага, априорно ограниченных областью афтершоков, простирающейся на 600 км.
С целью учета возможного расширения исходной сейсмической дислокации в первые месяцы после землетрясения вследствие процесса упругого фрикционного развития трещины, было принято решение о рассмотрении более протяженной вдоль желоба области, результирующая длина которой составила приблизительно 1100 км. Оценки длительности фрикционного асейсмического развития очага землетрясения Мауле 27 февраля 2010 г., полученные разными авторами, варьируют в очень широком диапазоне: от 12 [Vigny et al, 2011] до 420-480 [Bedford et al, 2013; Lin et al., 2013] дней. В данной работе моделирование этого процесса осуществляется в полугодовом интервале времени: с 28 февраля 2010 г. до 27 августа 2010 г. (рис. 4.5.5).
Как видно на рисунка 4.5.5, в течение первых трех месяцев после сейсмического события (а,б,в) прослеживается тенденция к соединению двух изначально образовавшихся областей максимальной подвижки, а также наблюдается развитие очаговой зоны вдоль по простиранию преимущественно в северо-восточном и частично в юго-западном направлениях. В течение же последующих трех месяцев (г,д,е) происходит постепенное снижение интенсивности этого процесса вплоть до практически полного затухания.
Однако для корректной интерпретации наблюдаемых постсейсмических движений необходимо установить, действительно ли смещения земной поверхности, зафиксированные в течение первого полугодия после землетрясения Мауле, в большей степени обусловлены процессом фрикционного асейсмического развития сейсморазрыва, или же они определяются процессом вязкоупругой релаксации в астеносфере и верхней мантии. Кроме того, следует определить, проявления какого из двух возможных деформационных механизмов отражают смещения, наблюдаемые в последующий период - начиная с последней трети 2010 г. Для этого необходимо произвести независимый анализ вертикальных