Содержание к диссертации
Введение
1 Обзор литературы 9
1.1 Современное состояние проблемы изучения напряженного состояния литосферы Земли 9
1.2 Основные характеристики литосферы, являющиеся важными для задач механики 12
1.2.1 Реологическая расслоенность литосферы Земли 12
1.2.2 Тепловой поток и тепловой режим Земли 13
1.2.3 Разломно-блоковое строение земной коры 18
1.3 Определяющие соотношения для материалов типа горных пород 22
1.3.1 Упругопластические модели Кулона-Мора и Друкера-Прагера 23
1.3.2 Вязкоупругие модели 27
1.4 Геолого-геофизические данные о литосфере Каспийского региона 31
1.4.1 Структура земной коры и верхней мантии 31
1.4.2 Поверхностный тепловой поток 32
Заключение к главе
1. Постановка задачи 35
2 Общая математическая постановка задачи и метод ее численного решения 37
2.1 Система основных уравнений 37
2.2 Определяющие соотношения для описания поведения материалов горных пород 38
2.2.1 Упруго-пластическая модель Друкера-Прагера 38
2.2.2 Вязкоупругая модель Максвелла 41
2.3 Метод численного решения задачи 42
2.3.1 Основной цикл расчетов 44
3 Построение геомеханической модели 47
3.1 Параметры модели литосферы Каспийского региона. Задание механических свойств 47
3.2 Вычисление границы астеносферы 51
3.3 Методика учета разломного строения земной коры 54
3.4 Методика расчета современного напряженного состояния литосферы 59
Выводы к главе 3 63
4 Анализ напряженного состояния литосферы Каспийского региона 64
4.1 Напряженное состояния земной коры Каспийского региона 64
4.2 Напряженное состояние земной коры Юго-Западной и Юго-Восточной частей Каспийского региона 84
4.3 Литостатическая нескомпенсированность земной коры Каспийского региона 89
4.4 Сравнение результатов расчета с данными о тектонических напряжениях, полученных по механизму очага землетрясения 93
Выводы к главе 4 98
5 Применение геомеханической модели региона для целей прогноза геологи ческих рисков и решения прикладных задач 99
5.1 Выделение возможных очагов сильных землетрясений на территории Дагестана 100
5.2 Выделение сейсмогенерирующих зон на территории Северо-Восточного Прикаспия 104
5.3 Использование геомеханической модели для поиска мест возможного размещения углеводородов в Каспийском регионе 108
Выводы к главе 5 114
Заключение 115
Выводы 118
Литература
- Реологическая расслоенность литосферы Земли
- Геолого-геофизические данные о литосфере Каспийского региона
- Вязкоупругая модель Максвелла
- Сравнение результатов расчета с данными о тектонических напряжениях, полученных по механизму очага землетрясения
Реологическая расслоенность литосферы Земли
Интерес к проблеме исследования полей современных напряжений литосферы вызван прикладными геологическими задачами, такими как оценки геологических рисков (возникновения землетрясений, оползней), инженерные оценки (устойчивость и безопасность скважин), задачей разведки и добычи полезных ископаемых. Информация о напряженном состоянии земных недр может быть полезна также для фундаментальных задач исследований тектонических процессов и поведения геологических структур.
Внутреннее естественное поле напряжений земных недр неоднородно и меняется как по величине действующих напряжений, так и по ориентировки осей главных напряжений. Оно формируется под действием многочисленных механизмов, среди которых нагрузка гравитационными силами, тектонические движения плит, неоднородность температурного поля, неравномерный рельеф.
Существует несколько методик измерения и оценки напряжений in situ: методы тензометрии, гидроразрыва, высокоточной геодезии и др. Однако результаты таких инструментальных замеров единичны, что не позволяет делать выводы о полном поле напряжений. Широкое распространение получили методы реконструкции тектонических напряжений по механизмам очагов землетрясений или совокупности разрывных нарушений (Ре-бецкий, 2007). Анализ натурных индикаторов напряжений (фокальных механизмов землетрясений, особенностей залегания геологических тел, геометрии и кинематики структур разрушения в земной коре и др.) позволяет произвести последующую реконструкцию главных осей напряжений (Гущенко, 1979; Angelier, 1979; Amadei, Stephanson, 1997; Ре-бецкий, 2007) а также определить тип напряженного состояния - растяжение (режим сбросов), горизонтальный сдвиг или сжатие (режим надвигов). Однако величины действующих в среде напряжений остаются неизвестными. Для решения этой проблемы развиваются подходы, сочетающие методы реконструкции напряжений по натурным индикаторам с данными по механике разрушения пород (Angelier, 1989; Ребецкий, 2007).
Но существует ряд причин, осложняющих предсказание поля напряжений в регионе по нескольким изолированным землетрясениям. При анализе экспериментальных данных элементы напряжений восстанавливаются в отдельных точках среды и получаемая информация о напряжениях в земной коре является пространственно дискретной. Прогнозные оси напряжений могут сильно варьироваться в пределах малого региона в силу топографических и структурных эффектов (Street, Herrman and Nuttli, 1974). Поэтому, в последнее время подходы определения полей напряжений и деформаций литосферы Земли на основе математического моделирования активно развиваются.
Разрабатываются новые методы математического описания поведения геологических сред (например, работы В.Н. Николаевского, И.А.Гарагаша, Л.В. Никитина, Е.И. Рыжака, Ю.П. Стефанова, В.И. Кондаурова, В.Г. Быкова и др.). Созданы математические алгоритмы для комплексного анализа геолого-геофизической и геодезической информации для прогнозирования мест землетрясений (Гвишиани и др., 1988; Горшков, Соловьев, 2009; Гитис, Ермаков, 2004). Необходимость анализа напряженного состояния земной коры для выявления мест возниковения сильных землетрясений следует из работ С.С.Григоряна (1988, 1989)
В работах (Galybin, Mukhamediev, 1999; Мухамедиев 2000) применяется подход определения поля напряжений из экспериментальных данных об элементах напряженного состояния путем интегрирования уравнений теории упругости при заданном поле траекторий главных напряжений или с помощью специальной формы анализа неклассической краевой задачи теории упругости.
Распространенным подходом к математическому моделированию напряженно-деформированного состояния литосферы является решение классических краевых задач механики сплошной среды, поставленных обычно в напряжениях (Cloetingh, Wortel 1986; Coblentz, Zhou, Hillis, Richardson, Sandiford 1998).
Классическая постановка задачи механики сплошной среды подразумевает выбор определяющих соотношений для материала тела и, в зависимости от типа задачи, задание краевых условий на части или на всей поверхности тела. Значения коэффициентов, входящих в определяющие соотношения, находятся экспериментальным путем. Граничные напряжения выбираются из модельных соображений, в то время как экспериментально полученные ориентации напряжения внутри региона рассматриваются как ограничения на разыскиваемое решение, или эта информация сопоставляется с расчетными результатами, и, при их удовлетворительном совпадении делается вывод об адекватности постановки задачи механики сплошной среды. Необходимость априорного выбора определяющих соотношений для вещества литосферы относится к ограничениям традиционного подхода к теоретическому моделированию полей напряжения.
К настоящему времени выполнено большое количество работ по численному моделированию напряженного состояния земной коры различных регионов мира: Европы (Mantovani et al., 2000; Mukhamediev, 2002; Jimenez-Munt et al., 2003 и др.) Австралийской плиты (Burbidge, 2004), Североамериканской плиты (Richardson, Reding, 1991; Liu, Bird, 1998) и др.
Проведена оценка распределения напряжений в земной коре для ряда крупных регионов России: Кольский полуостров (Колпаков, Ляховский, Минц, и др., 1991), северная часть Черного моря и Крым (Смольянинова, Михайлов, Ляховский, 1997; Smolyaninova, et al 1996) три сечения через Большой Кавказ -северное Предкавказье (Mikhailov, Smolyaninova, Sebrier, 2002) Малый Кавказ и Южный Урал (Mikhailov, Tevelev, Berzin et al, 2002); Ключевская группа вулканов Камчатки (Славина, Гарагаш, Горельчик, 2001) территория остова Сахалин (Ермаков, Гарагаш, 2001).
Каспийский регион является стратегически важным регионом в связи с его высоким нефтегазовым потенциалом. До сих пор продолжаются работы по оценке его перспективных ресурсов. В регионе активно ведется разработка месторождений углеводородов, в связи с чем, возникает опасность возникновения техногенных землетрясений.
Напряженное состояние земной коры является одним из важнейших факторов, контролирующих протекание в ней разнообразных процессов: от сейсмической активности до движения флюидов. Ведущиеся в регионе наблюдения за современными движениями земной коры показали наличие активных тектонических процессов (Собисевич, 2001; Бу-лаева, Галаганов, 2010). В ввиду этого задача исследования полей напряжений литосферы Каспийского региона представляется особенно актуальной.
Оценки современных тектонических напряжений для части Каспийского региона выполнялись в работе (Rebetsky et al., 1997) методом реконструкций напряжений по натурным индикаторам, применяемая на тот момент методика позволяла определять только параметры эллипсоида напряжений.
За последние десятилетия получены новые геолого-геофизические данные о недрах региона. Объективный способ комплексировать накопленную информацию - создание геомеханической модели литосферы. Построенная модель может послужить основой для численного исследования современного напряженного состояния земных недр региона. При решении краевой задачи возможно будет полностью определить напряженное состояния среды и рассмотреть применение результатов моделирования к задаче выделения возможных очаговых зон сильных землетрясений и возможных мест скопления углеводородов. 1.2 Основные характеристики литосферы, являющиеся важными для задач механики
Литосфера Земли - это внешняя твердая оболочка, ниже которой расположена астеносфера (ослабленный слой Земли), названная так, потому что волновые скорости в ней намного ниже, чем над и под ней. Литосфера подразделяется на верхнюю часть, которая и есть земная кора, и на нижнюю, относящуюся к верхней мантии (Рис. 1.1).
Земная кора - многоуровневая динамическая структура с определенными режимами деформирования и соответствующими типами разрушения горных пород. Геологические и геофизические данные указывают на глобальную расслоенность как коры так и литосферы. В истолковании природы сейсмических границ существует два подхода. Первый подход определяет границу как вещественный переход, второй подход связывает границы с резкими изменениями в прочности и трещиноватости пород (Николаевский В.Н., 2012).
Геолого-геофизические данные о литосфере Каспийского региона
Решение задачи о полях напряжений и деформаций в исследуемом регионе решается в данной работе путем численного решения системы уравнений механики сплошной среды, включающей уравнения движения, уравнения Коши, и замыкаемой определяющими соотношениями.
Связь скоростей деформаций и скоростей. Уравнения Коши для малых деформаций. dj = (vij + Vj,i) (2.1) где ij - компоненты тензора скоростей деформаций, Vi - скорость движения в направлении координаты г.
Первый инвариант тензора скоростей деформации определяет скорость дилатации элементарного объема. В добавлении к деформациям, определяемым тензором [], элемент объема испытывает мгновенные перемещение как целое, которое определяется поступательной скоростью [и] и вращением с угловой скоростью где e k - символ перестановки, и 0 - компоненты тензора скоростей вращений, которые определяются следующим образом: 2
Уравнения движения (2.4) вместе с соотношениями (2.1) составляют 9 уравнений с 15-тью неизвестными, причем неизвестными являются 6+6 компонент тензора напряжения и скоростей деформаций и 3 компоненты вектора скорости. Шесть дополнительных соотношений обеспечиваются определяющими соотношениями, которые характеризуют свойства конкретных сред и устанавливают связь между компонентами напряжений и деформаций. Определяющие соотношения задаются в форме: Более подробно определяющие соотношения, характеризующие выбранную модель среды, рассмотрены в следующем разделе 2.2.
Расчетная область представляет собой параллелепипед разделенный по глубине на несколько условия заданы следующие: между слоями слоев, отличающихся механическими параметрами и моделью среды. Граничные заданы условия жесткого сцепления (равенство перемещений).
На вертикальных границах области задаются условия свободного вертикального скольжения, смещения по нормали к границам запрещены.
Для моделирования горных пород литосферы используется критерий разрушения Друкера-Прагера f(r,a) с ограничением в области растяжения (Рис.2.1). Функция предельной поверхности имеет вид: о где и - первый инвариант тензора напряжений, г - интенсивность касательных напряжений и т - предел прочности на растяжение, %, - коэффициент внутреннего трения, кф - сдвиговая прочность (сцепление -по аналогии с условием Кулона-Мора). Причем прочность материала на растяжение не может превысить значение стгтах = кф/дф.
Численно алгоритм расчета напряженно-деформированного состояния упруго-пластической среды с предельным условием Друкера-Прагера реализован следующим образом.
Сначала вычисляются приращения тензора напряжений в упругих предположениях для новых приращений деформаций. Приращения напряжений рассчитываются по линейному закону Гука для изотропной среды:
Далее проверяется превышает ли новый тензор напряжений, рассчитанный в упругих предположениях, критическую поверхность. Для этого удобно перейти к использованию обобщенных тензоров. Будем использовать обобщенный вектора напряжений с двумя компонентами, определенными следующим образом:
Если состояние соответствующее обобщенному тензору напряжений в упругих пред положениях пересекают критическую поверхность, т. е. если f(rNe,aNe) 0, тогда: (а) Если h(rNe,aNe) 0 считаем, что в элементе объема реализуется разрушение по механизму сдвига, и расчет новых компонент тензора напряжений будет выполняться следующим образом:
Таким образом точка (rN,aN) будет возвращена на линию fs() = О Возвращаясь от обобщенного тензора напряжений к компонентам обычного тензора напряжения, получаем выражения для компонент нового тензора напряжений: „N _ „Ne TN (b) Если h(rNe,aNe) 0 считаем, что реализуется разрушение при растяжении, и новые компоненты тензора напряжения рассчитываются следующим образом:
Решение системы основных уравнений (см. раздел 2.1) производится в программной пакете FLAC3D Itasca Software (Itasca, 2006) методом конечных-разностей по явной схеме второго порядка. В процессе расчета производится циклический пересчет скоростей смещений [и] в скорости деформаций [] по уравнениям Коши для малых деформаций; затем скоростей деформаций [] в напряжения [а] используя определяющие соотношения; далее напряжения [а] в силы [F] по уравнению движения; и после сил [F] обратно в скорости смещений [и].
Во FLAC3D эта система решается численно с использованием явной конечно-разностной схемы по времени. В этом методе предполагается, что скорости узловой точки меняются линейно в течение временного интервала и производная левой части уравнения (2.16) оценивается с использованием центральной разностной схемы, где скорости записываются для времен, смещенных на половину временного шага, по отношению к перемещениям и силам. Узловые точки вычисляются с помощью рекурсивного соотношения:
Вязкоупругая модель Максвелла
В случаях, когда масштаб осреднения среды много больше масштабов разрушений, можно подходить к задаче моделирования разломов с позиции механики сплошной среды, т.е. рассматривать совокупность трещин небольшого размера.
Основы теории континуального разрушения (теории поврежденности) были заложены в работах Л.М. Качанова и Ю.Н. Работнова применительно к вязкому разрушению металлов при постоянной растягивающей нагрузке в условиях ползучести (Качанов Л.М., I960.; Работнов Ю.Н., 1959) и затем получили интенсивное развитие в многочисленных работах посвященных разрушению различных сплошных сред. Удобство такого подхода заключается в том, что для описания процессов деформирования разрушенного и неразрушенного состояния материала возможно применять единые уравнения. При этом в физических уравнениях среды появляется новая переменная - параметр поврежденности, отражающий присутствие в теле различных видов повреждений.
По данным экспериментов о разрушении образцов горных пород образованию магистрального разрыва предшествует интенсивное растрескивание среды (Мячкин В.П., Костров Б.В. и др., 1975). Т.е. в окрестности зоны разлома горные породы являются разрушенными. Чтобы теоретически описать процесс деформирования разрушенных зон разломов, удобно перейти к рассмотрению сплошного тела, эквивалентного исходному трещиноватому. Осуществить такой переход, вообще говоря, исключительно сложно, поскольку необходимо знать напряженное состояние реального многосвязного тела. Строго говоря, переход от реальной кусочно-неоднородной трещиноватой среды к эквивалентной должен решаться энергетическим методом, требующим равенства энергий, накапливаемых исходным и эквивалентным телом при одинаковых нагрузках.
В данном исследовании для описания разломно-блокового строения земной коры применяется описанный в разделе 1.2.3 подход, когда реальная кусочно-неоднородная трещи новатая среда заменяется сплошной средой с «размазанными» эффективными механическими характеристиками.
В работе (Салганик, 1973) показано, что в случае линейно-упругой среды с большим числом трещин эффективные упругие параметры можно представить в виде: P = P(l-D(Xi)), (3.7) где Р - эффективное значение параметра для поврежденной среды, Р - однородное начальное значение параметра для ненарушенной среды, D(xi) - функция неоднородности. Зависимость (3.7) используется и для задания прочностных параметров - сцепления и угла трения. В зависимости от рассматриваемой задачи для определения функции неоднородности могут быть использованы карты разломной тектоники, механизмы очагов землетрясений, карты вещественного состава, рельефа земной поверхности. Уравнение (3.7) иллюстрирует тот факт, что с ростом поврежденности происходит уменьшение площади, по которой действует напряжение и, следовательно, уменьшение несущей способности материала. В качестве функция неоднородности D(xi) используется параметр плотности разрывных нарушений g(xi), применяемый для количественного описания разломных структур в геологических задачах. Количественное описание разломных структур земной коры с позиции геологии
В данном разделе описана методика определения параметра плотности разрывных нарушений g(xi).
Известно, что формирование любой региональной разрывной структуры сопровождается возникновением в ее зоне значительного числа сопутствующих (оперяющих) разрывов, а часто и различного рода пликативных структур.
В данном исследовании применяется подход, при котором разлом понимается не только как граница между блоками земной коры, но считается пространственным геологическим телом, содержащим породы с аномальным строением, возникшим в результате линейной деструкции коры (Семинский, 2003; Шерман и др, 1991, 1992, 1994; Ребецкий, 2008). Т.е. разломы земной коры рассматриваются как специфический по механическим свойствам вид неоднородности. Ширина зон крупных разломов может достигать десятков километров и включает в себя разломы меньшего ранга.
В пределах зоны разлома горные породы раздроблены и характеризуются повышенной трещиноватостью. Их жесткость и прочность в зоне разлома заметно ниже, чем у блоков земной коры, границей которых она служит. Об этом свидетельствуют как данные о скоростях распространения сейсмических волн на разломах и вне его (Методы детального изучения сейсмичности, 1960), так и повышенная сейсмическая активность (Нерсесов И.Л., Пономарев B.C., Кучай В.К., 1974).
Количественным методов анализа разломных структур наряду с описанием чисто качественных структурных особенностей посвящены многие работы (Шерман СИ., Борняков С.А., Буддо В.Ю., 1983). Для оценки зоны повреждения можно использовать количественный параметр разрывов - плотность разрывных разрушений (Faulkner D. R. et al, 2010). В работе Лобацкой Р. М. (Лобацкая Р. М., 1987) предложен метод оценки плотности разрывных нарушений путем анализа карт разломов (Рис.3.4). В настоящей работе используется аналогичный метод определения плотности разломов.
В рамках данного метода значение плотности разломов в определенной точке выводится путем подсчета количества разрывных структур, попадающих в окно усреднения в окрестности данной точки.
Для оценки плотности разломов написан программный алгоритм, с помощью которого измеряется количество разрывных структур в выбранной единице площади на карте разломов. Далее это значение локально усредняется методом скользящего окна.
Величина окна усреднения была подобрана эмпирически, и составила 3x3 ячейки расчетной сетки, что составляет 30 х 30 км. В пользу такого выбора можно привести данные из работы Лобацкой Р. М. (Лобацкая Р. М., 1987), в которой ширина зоны влияния регионального разлома длиной около 500 км оценивается в 25 км.
При составлении плотности разрывных нарушений учитывался тип тектонического режима разлома. Так если в скользящее окно попадал неактивный разлом, то ему присваивался весовой индекс 1, если разлом с предполагаемой активностью - 2, активному разлому присваивался индекс - 3. Цифра общей плотности разломов для данной ячейки получалась арифметическим сложением длин всех разломов, прошедших через скользящее окно, и затем нормировалась к единице. Таким образом, наиболее разрушенным зонам земной коры приписывалось значение плотности разломов равное 1, а неповрежденным зонам соответствовало значение ноль.
Введение весового коэффициента на тип разломов (удвоение и утроение по отношении к неактивным разломам) количественно не обосновано, оно носит качественный характер и основывается на общих соображениях, что в окрестности активных разломов деформирование должно идти интенсивней и, следовательно, средняя поврежденность пород должна быть выше чем в окрестностях неактивных разломов.
На основании полученных данных был построен график распределения плотности разрывных нарушений, максимумы значений на котором соответствуют областям сильной деструкции коры, а минимумы оконтуривают зону влияния разломов (Рис.3.6).
Полученная функция неоднородности g(xi) характеризует степень деструкции породы в каждой точке модели и может быть использована как параметр поврежденности для оценки эффективных модулей трещиноватых горных пород.
Таким образом, функцию неоднородности вводилась в уравнения 3.7 и осуществлялся переход к эквивалентной неоднородной модели с эффективными механическими характеристиками.
Сравнение результатов расчета с данными о тектонических напряжениях, полученных по механизму очага землетрясения
Созданная геомеханическая модель Каспийского региона позволяет рассматривать в увеличенном масштабе любой из участков территории.
Сейсмическая активность Каспийского региона весьма неоднородна. Наиболее высокой сейсмичностью отличается южная часть Прикаспийской территории - которая относится к альпийскому орогенно-складчатому поясу. Поэтому отдельно была рассмотрена сейсмически активная южная часть региона.
По результатам анализа распределения эпицентров землетрясений в альпийской части Каспийского региона выделяется две сейсмологические провинции (Глумов И.Ф., и др, 2004), которые различаются особенностями группирования зафиксированных сейсмических событий:
Юго-Западная (Кавказская), с преобладанием субмеридиональных и «кавказских» простираний зон концентрации эпицентров; Юго-Восточная (Южно-Туркестанская) с преобладанием субширотных и «циркум-депрессионных» зон.
Были построены распределения интенсивности сдвиговых напряжений и накопленной упругой энергии деформации сдвига на разных структурных уровнях в слое консолидированной коры: в верхней коре, средней коре, нижней коре, отдельно для Юго-Западной и Юго-Восточной частей Каспийского региона. Результаты показаны на Рис. 4.18 - 4.21. Кружками на рисунках отмечены землетрясения с магнитудами М 5. Из рисунков видно, что сейсмические события локализуются в зонах локальных максимумов или в их окрестности.
В распределениях интенсивности сдвиговых напряжений и накопленной упругой энергии деформации сдвига для Юго-Западной части просматриваются субмеридиональная и «кавказская» ориентировка зон локализаций локальных максимумов, что соответствует описанным выше предполагаемым сейсмогеологическим особенностям области.
Затем было выполнено сравнение полученных распределений с распределениями сейсмической активности землетрясений по методике Ризниченко Ю.В. (Ризниченко Ю.В. и др.,1979; Лыков В.И. и др., 1985).
Распределения интенсивности касательных напряжений сравнивались с параметром сейсмической активности. Карта долговременной средней очаговой активности землетрясений (По Ризниченко Ю.В. и др.,1979; Лыкову В.И. и др., 1985) показана на Рис. 4.18а, 4.20а . В рамках этой методики параметр сейсмической активности рассчитывают как удельную плотность распределения очагов землетрясений в пространстве, нормированную по величине землетрясений и времени их наблюдений. Интенсивность касательных напряжений в земной коре верхняя кора
Распределение накопленной энергией сравнивалось с параметром максимально возможных магнитуд. Карта максимальных возможных землетрясений по методике Ризниченко, которая показывает распределение областей с землетрясениями одинакового энергетического класса (или одинаковой магнитуды) показана на Рис. 4.19а, 4.21а. Расчет энергетического класса возможных землетрясений включает сейсмологические данные, результаты анализа градиентов скоростей современных тектонических движений, градиентов гравитационного поля.
Для Юго-Западной части региона явного соответствия между параметрами напряженного состояния и параметров сейсмической активности по Ризниченко не наблюдается. Однако зона максимально возможных магнитуд в верхней центральной зоне исследуемой области хорошо выделятся как локальный максимум в распределении накопленной энергии в слое нижней коры. Плотность упругой энергии деформации сдвига в земной коре
Однако для Юго-Восточной части региона отмечается практически полная согласованность результатов районировании по параметру интенсивности касательных напряжений с параметром сейсмической активности по Ризниченко, и параметру накопленной упругой энергии с энергетическим классом.
На распределениях параметра сейсмической активности и интенсивности касательных напряжений выделяется зона повышенных значений, расположенная вдоль зоны сопряжения Скифско-Туранской платформы и Альпийского пояса и оконтуривающая Южный Каспий с Запада.
Области максимально сильных возможных землетрясений энергетического класса 17-18, магнитуды которых могут достигать значений выше 7, отчетливо проявляется в локальных максимумах распределениях накопленной упругой энергии деформации сдвига во всех трех структурных слоях земной коры (верхней, средней, нижней коре) (Рис. 4.21 б,в,г). Интенсивность касательных напряжений в земной коре верхняя кора
Созданная геомеханическая модель позволяет сравнить распределение параметра R как в случае отсутствия разломов и активных горизонтальных тектонических напряжений (Рис.4.22а), так и при наличии разломной тектоники и горизонтальных тектонических усилий (Рис.4.22аб). Согласно Рис.4.22а можно сделать вывод, что литостатическая нескомпенсированность в первую очередь связана с действием сил собственного веса и прежде всего зависит от распределения плотности и формы границ слоев. Кроме того видно, что вся исследуемая область содержит много высокоградиентных локализованных областей , которые во многих местах совпадают с распределением разломной тектоники. Более того с градиентными зонами связана и сейсмическая активность в регионе. Сильные землетрясения с магнитудами М 5 попадают в зоны локализации параметра R
